Новейшая тектоника Кавказа - Милановский Е.Е.

Автор: Милановский Е.Е.
Теги: геотектоника движение земной коры тектонические структуры земной коры и их элементы география монография кавказ
Год: 1968
Похожие
Инженерная геология СССР
Геоморфология европейской части СССР
Геоморфология
Основы геологии
Текст
                    Е.Е. М ИЛА R O ВСКИ Й
НОВЕЙШАЯ
ТЕКТОНИКА
КАВКАЗА
Е. Е. МИЛАНОВСКИЙ
НОВЕЙШАЯ
ТЕКТОНИКА
КАВКАЗА
ИЗДАТЕЛЬСТВО «Н Е Д Р А»  М ОС К В А 1968
УДК 551.24 (479)
Работа представляет собой научную монографию, в которой обобщают-
ся результаты 15-летних исследований автора и обширные литературные
материалы по вопросам неотектоники и новейшей (плиоцен-четвертичной)
геологической истории Кавказской горной области. В работе дается комп-
лексная характеристика новейших тектонических движений на Кавказе,
основанная на анализе данных по стратиграфии и фациям новейших отло-
жений, геоморфологии, тектонике, новейшему вулканизму, сейсмичности,
а также геодезических и геофизических данных.
Основная часть монографии посвящается региональному обзору новей-
шей тектоники Кавказской области — платформенной зоны Предкавказья,
краевых, периклинальных и межгорных прогибов, сводово-глыбовых подня-
тий Большого и Малого Кавказа и т. д. Рассматривается также неотекто-
ника и проблемы происхождения Черноморской и Южно-Каспийской
впадин.
Большой раздел монографии посвящен общим проблемам и законо-
мерностям новейшей тектоники Кавказа, включая выяснение связи неотек-
тоники с сейсмичностью и глубинным строением земной коры и мантии.
Делается попытка количественной оценки баланса вещества, перемещаемо-
го в ходе тектонических движений и седиментации в течение неотектони-
ческой стадии.
Книга рассчитана на широкий круг геологов и геоморфологов, специа-
листов в области неогеновых и четвертичных отложений, тектоники, нео-
тектоники, вулканологии.
Рисунков 84. таблиц 9, библиографий 496.
2—9—2
424-68
КИЕВСКАЯ КНИЖНАЯ ФАБРИКА № 1
ПРЕДИСЛОВИЕ
В геологической истории Кавказской области четко выделяется пос-
ледняя, новейшая стадия ее развития, охватывающая период времени
продолжительностью около 10 млн. лет; эта стадия развития Кавказа
началась в позднем сармате и продолжается до современности. С но-
вейшей стадией почти всецело связано формирование современного рез-
ко контрастного рельефа этого участка Альпийского геосинклинального
пояса со свойственным ему сочетанием высокогорных сводово-глыбовых
сооружений, предгорных и межгорных депрессий и глубоководных впа-
дин Каспийского и Черного морей, омывающих Кавказ.
В тектоническом развитии Кавказской области и всего пояса Тети-
са новейшая стадия играет роль поздней или зрелой стадии орогенного
этапа альпийского геотектонического «цикла», т. е. этапа, охватываю-
щего олигоцен. неоген и антропоген. На месте обширных и глубоких
геосинклинальных прогибов Большого и Малого Кавказа, заложивших-
ся и развивавшихся на протяжении собственно-геосинклинального этапа
альпийского «цикла» (мезозой — эоцен, местами значительная часть
олигоцена), в течение орогенного этапа возникают одноименные склад-
чатые сооружения (мегантиклинории) и формируются сопряженные с
ними краевые прогибы и межгорные впадины.
На ранней стадии орогенного этапа (олигоцен — большая часть
миоцена) погружения в пределах Кавказской области и всего альпий-
ского пояса, как и в собственно-геосинклинальном этапе, количественно
еще резко преобладали над поднятиями складчатых сооружений. Пос-
ледние в течение раннеорогенной стадии орографически представляли
собой в основном еще островные или полуостровные участки низкогор-
ной или почти равнинной суши, которые испытывали слабое или уме-
ренное воздымание и поставляли мало обломочного материала в смеж-
ные с ними краевые и межгорные прогибы. В питании этих прогибов
(особенно краевых) терригенным материалом на раннеорогенной ста-
дии основная роль принадлежала платформенным областям, обрамляю-
щим альпийский пояс, и, в частности, Русской платформе, и эти прогибы
заполнялись в основном тонкообломочными осадками нижней молассо-
вой формации.
В течение позднеорогенной (новейшей) стадии как в Кавказской
области, так и во всем поясе Тетиса значительно возрастает роль восхо-
дящих движений. Резко усиливается темп воздымания мегантнклинори-
ев Большого и Малого Кавказа, которые превращаются в мощные
горные сооружения, на значительной части своей площади обладающие
высокогорным рельефом. Продолжается углубление и расширение крае-
вых (предгорных) прогибов и межгорных впадин, которые на этой ста-
дии заполняются более грубообломочными, в значительной мере конти-
нентальными осадками (верхняя молассовая формация) — продуктами
размыва растущих горных сооружений. Многие зоны краевых и меж-
горных депрессий и некоторые участки Большого и Малого Кавказа
3
захватываются процессами складкообразования. Ряд районов Большого
Кавказа и огромные пространства Малого Кавказа с сопредельными
территориями Турции и Ирана становятся ареной многократных и мощ-
ных вспышек наземного орогенного вулканизма.
Таковы основные черты развития Кавказской области в позднеоро-
генной (новейшей) стадии, свидетельствующие о значительной активи-
зации тектонических движений (при резком возрастании роли подня-
тий) и вулканической деятельности. Аналогичные явления происходят
с конца миоцена и в других районах альпийского пояса, а также за
его пределами, на обширных территориях платформ и древних складча-
тых сооружений, которые примерно в то же время испытывают суще-
ственное усиление тектонической подвижности и часто приобретают гор-
ный или даже высокогорный рельеф. Как известно, этот новейший
период почти повсеместного оживления тектонической активности в пос-
леднее время получил название неотектонической стадии (или этапа),
а движения этой стадии (этапа) стали называть неотектоническими
движениями. Поскольку новейшая тектоническая активизация внеаль-
пийских областей во времени совпадает и, по-видимому, генетически
связана с тектоническими явлениями орогенного этапа и, в особенности
с позднеорогенной стадией развития альпийского пояса, в частности,
Кавказской области, постольку мы можем рассматривать позднеоро-
генную стадию развития Кавказа как одно из проявлений неотектони-
ческой стадии и движения позднеорогенной стадии именовать неотек-
тоническими.
Темой данного исследования является характеристика основных
черт и попытка выявления главных закономерностей геологического раз-
вития Кавказской области в течение^позднеорогенной (неотектоничес-
кой) стадии. Объем фактических данных —- геологических, литолого-пет-
рографических, геоморфологических, геодезических и других, относя-
щихся к позднеорогенной стадии развития Кавказа, исключительно
обширен, и сколько-нибудь полное его обобщение в рамках одной моно-
графии в настоящее время стало уже невозможным, да и вряд ли в нем
есть сейчас необходимость. Поэтому автор не пытался дать в этой ра-
боте обстоятельной реконструкции палеогеографии Кавказа с конца
миоцена до наших дней. Представлялось более важным охарактеризо-
вать в цей результаты проявления главных, ведущих факторов, опреде-
лявших весь ход геологического развития Кавказа — его тектогенеза,
литогенеза и морфогенеза в течение новейшей стадии его истории.
К числу ведущих факторов относятся, прежде всего, новейшие тек-
тонические движения и новейший вулканизм. Новейшие тектонические
движения и созданные ими структурные формы являются основным
предметом исследования в настоящей монографии. История и закономер-
ности проявлений новейшего вулканизма Кавказа будут специально рас-
смотрены автором в другой работе. Помимо этих эндогенных факторов,
существенное влияние на формирование особенностей мезо- и микро-
рельефа горных сооружений и ход осадконакопления в пределах всей
Кавказской области оказал экзогенный — климатический фактор, в осо-
бенности общее планетарное ухудшение климата, происходившее, с ря-
дом колебаний, начиная с позднего плиоцена *. Климатические измене-
ния приводили к неоднократному возникновению в пределах сооруже-
ний Большого и Малого Кавказа горных оледенений, вызывали весьма
значительные колебания уровней омывающих Кавказ морей и замк-
нутых водоемов и резко сказывались на течении процессов денудации,
стока и аккумуляции во всех структурно-морфологических зонах Кав-
* В данной работе объем неогеновой и четвертичной (антропогеновой) систем
принимается в их «традиционном» понимании для советской геологической литературы
(в особенности, региональной литературы по Кавказу) с проведением границы этих
систем между апшеронскими и бакинскими отложениями Каспия.
4
Орографическая схема Кавказа с элементами геоморфологии. Составил
Большому Кавказу с использованием материалов Н. Л. Гво
/ — контуры горных сооружений Большого и Малого Кавказа; 2 — возвыш
то в пределах Предкавказья н Закавказской депрессии; 3 — низменности, ме
депрессии: 4 — оси (водораздельные линии) главнейших высокогорных и сре
итого н Малого Кавказа; 5 — оси второстепенных хребтов; 6 — куэстовые г]
7 — оси ннзкогорных хребтов и гряд в пределах Закавказской депресст
важнейшие вершины (невулканического происхождения); 9 — крупнейшие
вулканические плато н нагорья; 11 — области развития грязевых вулканог
дельные линии Кавказа между: а)бассейнамн Черного, Азовского н Каст
нами рек северного и южного склонов Большого Кавказа, в) бассейнами I1
Кавказе.
Орографические элементы, обозначенные на карте
хребет; 2 — Алханчуртовская депрессия; 3 — Сунженский передовой хребет
лонная равнина; 5 — Осетинская наклонная равнина; 6 — Чеченская накло
бищный (меловой) хребет. 8 — Лагонакское плато; 9 — гора Фишт; 10 —п
в\лкан Эльбрус; 12 — гора Ушба; 13 — горы Дыхтау и Коштантау; 14 — bj
ское вулканическое плато; (6 — Карталинский хребет; 17 — Кахетинский
хребет: 19 — Лечхумский хребет; 20 — гора Тебулос-мта; 21 — гора Базар-;
23 — гора Дибрар, 24 — Сурамский хребет; 25—Карталинская равнина; 2
равнина; 27—Кобыстан: 28—Ахалкалакское вулканическое нагорье; 29 —
нический хребет; 30 — хребет Мокрые горы; 31—Сомхетский хребет; 32 —
Халабский хребет; 34 — Мургузский хребет; 35—Памбакский хребет; 36-
ский) хребет; 37 — хребет Арегуни; 38 — Шахдагский хребет; 39 — Мровдаг
мыш; 40 — Лорийская котловина; 41 — Ленинаканская котловина; 42 — Ге
вулканическое нагорье; 43—Варденисское (Южно-Севанское) вулканическ<
но-Севанекий хребет; 45 — хребет Мыхтукян; 46 — Карабахское вулканичеа
тпетский хпебет; 48 — гора Капуджух; 49 — Даралагезский хребет; 50
сема Кавказа с элементами геоморфологии. Составил Е. Е. Милановский (по
□ому Кавказу с использованием материалов Н. Л. Гвоздецкого)
сооружений Большого и Малого Кавказа; 2 — возвышенности и наклонные пла-
авказья и Закавказской депрессии; 3 — низменности, межгорные и внутригорные
водораздельные линии) главнейших высокогорных н среднегорных хребтов Боль-
каза; 5 — оси второстепенных хребтов; 6 — куэстовые гряды Большого Кавказа;
хребтов и гряд в пределах Закавказской депрессии и Предкавказья; 8 —
(невулканнческого происхождения); 9 — крупнейшие потухшие вулканы; 10—
и нагорья; 11— области развития грязевых вулканов; 12— главные водораз-
саза между: а)бассейнами Черного, Азовского и Каспийского моря, б) бассей-
и южного склонов Большого Кавказа, в) бассейнами Куры и Аракса на Малом
ие элементы, обозначенные на карте: I —Терскнй передовой
ртовская депрессия; 3 — Сунженский передовой хребет; 4 — Кабардинская нак-
- Осетинская наклонная равнина; 6 — Чеченская наклонная равнина; 7 — Паст-
хребет; 8 — Лагонакское плато; 9 — гора Фишт; 10 — гора Домбай-Ульген; II —
— гора Ушба; 13—горы Дыхтау и Коштантау; 14 — вулкан Казбек; 15 — Кель-
плато; 16 — Карталинскнй хребет; 17—Кахетинский хребет; 18 — Абхазский
скнй хребет; 20—гора Тебулос-мта; 21 — гора Базар-дюзи; 22 — гора Шахдаг;
24 — Сурамскнй хребет; 25 — Карталинская равнина; 26 — Алазано-Агричайская
стан; 28 — Ахалкалакское вулканическое нагорье; 29—Абул-Самсарский вулка-
— хребет Мокрые горы; 31 — Сомхетский хребет; 32 — Базумскнй хребет; 33 —
34 — Мургузский хребет; 35—Памбакский хребет; 36 — Цахкуняцкнй (Мнсхан-
сребет Арегуни; 38 — Шахдагскнй хребет; 39 — Мровдагскнй хребет и гора Гя-
1я котловина; 41—Ленннаканская котловина; 42—Гегамское (Агманганское)
эье; 43—Варденисское (Южно-Севанское) вулканическое нагорье; 44 — Восточ-
г; 45 — хребет Мыхтукян; 46 — Карабахское вулканическое нагорье; 47 — Бергу-
т; 48 — гора Капуджух; 49 — Даралагезский хребет; 50 — Урцский хребет.
каза. Однако анализ палеоклиматических условий Кавказской области
в плиоцене — антропогене представляет собой задачу, выходящую за
рамки проблем изучения закономерностей позднеорогенной стадии раз-
вития Кавказа, и заслуживает специального рассмотрения.
В этой же работе вопросы климатической истории Кавказа и древ-
них оледенений рассматриваются лишь попутно, главным образом в их
возрастном аспекте ввиду их исключительной важности для разработки
стратиграфической схемы континентальных (осадочных и вулканоген-
ных) образований верхнего плиоцена и антропогена, их корреляции с
отложениями Каспийского и Черноморского водоемов и установления
истории вулканических извержений, особенно на Большом Кавказе.
Основными проблемами в области изучения новейшей тектоники
являются:
1.	Выяснение конкретной, по возможности, детальной картины про-
явления неотектонических движений на площади Кавказской области,
их плана, характера, амплитуд и особенностей развития во времени
на протяжении подзнеорогенной стадии, и обобщение этой картины
в виде схемы неотектонического районирования и карты неотектониче-
ских движений Кавказа в изобазах.
2.	Анализ неотектонических движений разных типов — глыбовых,
сводовых, складкообразовательных; изучение морфологии, условий об-
разования и истории формирования складчатых и разрывных структур.
3.	Количественная оценка амплитуд, площадей и объемов неотек-
тонических структур и попытка подсчета баланса вещества, переме-
щаемого в процессе новейших движений в Кавказской области.
4.	Анализ связей сейсмичности и новейшего вулканизма Кавказа
с его новейшей тектоникой.
5.	Выяснение соотношений неотектоники Кавказской области с его
глубинным строением и возможной глубинной природы неотектоничес-
ких движений; анализ природы и истории развития глубоководных впа-
дин Черного и Каспийского морей.
6.	Выяснение места новейших структур Кавказской области в об-
щей картине неотектоники альпийского пояса.
Решение поставленных задач возможно только на базе ясных пред-
ставлений о предшествующих этапах геологического развития Кавказа
и его тектонической структуре и детально разработанной и хорошо
обоснованной стратиграфии неогеновых и четвертичных отложений Кав-
казской области. Оба эти вопроса кратко рассматриваются в вводной
части монографии. Более полное освещение вопросов тектонического
строения и развития Кавказа с тех же позиций, а также характеристи-
ку рельефа Кавказской области читатель найдет в книге Е. Е. Миланов-
ского и В. Е. Хайна «Геологическое строение Кавказа» (Изд-во МГУ,
1963 г.). Здесь, чтобы облегчить читателю восприятие регионального
материала по геоморфологии и неотектонике, приводится лишь орогра-
фическая схема Кавказа.
Стратиграфия новейших, в том числе ледниковых и вулканогенных,
образований Кавказа и наши суждения о новейших тектонических дви-
жениях во многом основываются на анализе строения и генезиса рель-
ефа. Поэтому данным геоморфологии во всех разделах этого исследо-
вания уделяется очень большое внимание. Однако рассмотрение во-
просов морфологии и генезиса рельефа не выделено в особый раздел
монографии, чтобы не отрывать их от анализа конкретных факторов и
стадий морфогенеза.
Автор пытался по мере возможности использовать также данные
ряда смежных дисциплин, в частности, геофизические и геодезические
данные о современных движениях и глубинном строении Кавказской
области, а также палеонтологические и археологические данные,
5
позволяющие полнее представить эволюцию физико-географических ус-
ловий в связи с тектоническими и климатическими процессами.
Значительная часть фактического материала, использованного в
этой монографии, была получена автором в течение многолетних геоло-
го-геоморфологических исследований (1949—1964), проводившихся во
многих районах Кавказа. Детальные работы, в ряде мест сопровождав-
шиеся крупномасштабным картированием, были сосредоточены в пре-
делах центральной части Малого Кавказа (1949—1953), а также осевой
полосы и северного склона центрального сектора Большого Кавказа
в бассейнах Терека и Кубани (1955—1961). Маршрутными исследова-
ниями были охвачены южный склон Центрального Кавказа в пределах
Грузии, Дагестан, некоторые районы Терской, Куринской и Араксин-
ской впадин, северо-западная и юго-восточные части Малого Кавказа
и др. В результате этих исследований были разработаны многие воп-
росы стратиграфии и корреляции неоген-четвертичных, главным обра-
зом континентальных, образований, центральных частей Большого и
Малого Кавказа, истории древних оледенений, неотектоники, истории
молодого вулканизма и его связей с древней и новейшей структурой.
Естественно, однако, что для полной характеристики неотектоники
Кавказской области личные материалы региональных исследований ав-
тора были хотя и существенными, но все же явно недостаточными, по-
скольку они проводились лишь в некоторых крупных районах Кавказа
(главным образом, в его центральной поперечной зоне). Поэтому при
обобщении данных по неотектонике использованы опубликованные ма-
териалы ряда исследователей (в том числе Г. Л. Масляева, А. Ф. Яку-
шевой и др.— по равнинному Предкавказью; И. Н. Сафронова — по Се-
верному Кавказу; Н. В. Думитрашко, Д. А. Лилиенберга, Б. А. Будаго-
ва, Н. Ф. Ширинова и др.— по Восточному и Юго-Восточному Кавказу;
В. М. Муратова, В. Е. Хайна, М. Г. Ломизе — по Северо-Западному
Кавказу; М. Г. Агабекова, А. В. Мамедова, М. А. Мусеибова и
Ф. С. Ахмедбейли — по депрессионным зонам Азербайджана; А. Г. Ла-
лиева и др.— по Рионской впадине; Н. В. Думитрашко, С. П. Бальяна,
К- А. Мкртчана, Б. А. Антонова — по Малому Кавказу; Н. Е. Астахова,
Л. И. Маруашвили, А. Л. Цагарели — по Грузии и пр.).
При построении монографии автор исходил из необходимости дать
сперва отправные тектонические предпосылки для дальнейшего анали-
за неотектоники (гл. I) и кратко изложить самые необходимые факти-
ческие данные о возрасте, стратиграфических соотношениях и ге-
незисе главнейших стратиграфических комплексов неогена и антропо-
гена Кавказа (гл. II). Далее рассматриваются общие и региональные
вопросы неотектоники Кавказа, изложение которых составляет главную
часть монографии.
В заключение сделана попытка наметить и весьма кратко охарак-
теризовать основные фазы тектонического и геоморфологического раз-
вития Кавказа в течение новейшей стадии. Этот раздел не претендует
на полноту освещения всех вопросов палеогеографии Кавказской об-
ласти, а дает лишь некоторый схематический синтез всего рассмотрен-
ного в предшествующих разделах монографии материала о тектони-
ческой, магматической и климатической истории Кавказа с некоторых
общих, принятых и защищаемых автором позиций. Отдельные вопросы,
затронутые в заключительном разделе, естественно, могут быть рассмот-
рены применительно к отдельным районам и фазам развития Кавказа
со значительно большей детальностью и аргументацией. Однако автору
представляется, что общая картина новейшей геологической истории
Кавказа, намеченная в этой работе, отвечает современному уровню на-
ших знаний, хотя многие поставленные в ней проблемы еще ждут свое-
го разрешения или дальнейшей разработки на основе нового фактиче-
ского материала.
6
В полевых работах и в обработке собранных материалов в разные
годы (1950—1961) автору оказывали помощь бывшие студенты геоло-
гического факультета МГУ — ныне геологи: А. Соколов, К- Г. Королев,
А. С. Перфильев, Н. Н. Херасков, Л. И. Ватутина, М. Г. Ломизе,
Б. Ф. Зленко, А. И. Лучицкая, Ю. Гатинский, Б. Я. Дембовский,
Н. Б. Заборовская, Ф. Рык, Ф. В. Каминский, В. Н. Пучков, М. Я. Жу-
равлев и др.
В процессе исследований на Кавказе автор пользовался помощью,
советами и дружеской критикой ряда сотрудников научных и произ-
водственных учреждений и вузов Москвы, Ленинграда, Северного Кав-
каза, Грузии, Армении и Азербайджана. Среди них в первую очередь
хотелось бы упомянуть Г. Д. Ажгирея, А. Т. Асланяна, И. Е. Астахова,
Г. Д. Афанасьева, С. П. Вальяна, В. В. Белоусова, А. А. Богданова,
Л. А. Варданянца, Е. М. Беликовскую, А. А. Габриеляна, П. Д. Гамкре-
лидзе, Н. А. Гвоздецкого, Н. В. Думитрашко, А. П. Жузе, Г. М. За-
ридзе, Д. С. Кизевальтера, А. В. Кожевникова, П. В. Ковалева,
Л. Н. Леонтьева, Д. А. Лилиенберга, Э. Г. Малхасяна, К- К- Марко-
ва, Д. И. Панова, |в. П. Ренгартена, | С. М. Седенко, И. Н. Сафронова,
|н. П. Хераскова,|э. Ш. Шихалибейли, А. Л. Яншина, А. Г. Эберзина.
Много ценных замечаний сделали М. В. Муратов, Н. И. Николаев
и С. С. Шульц, с неизменным вниманием относившиеся к работам
автора на Кавказе и взявшие на себя большой труд прочитать моно-
графию в рукописи. Всем этим товарищам автор выражает свою ис-
креннюю благодарность.	х
Особую признательность автор выражает В. Е. Хайну, многолет-
нее научное содружество с которым постоянно служило ему неоценимой
поддержкой, и Н. В. Короновсксму, с которым, он, начиная с 1955 г.,
трудился над познанием новейшей геологической истории Большого
Кавказа.
ЧАСТЬ ПЕРВАЯ
ВВЕДЕНИЕ
ГЛАВА I
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ
ТЕКТОНИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
И РАЗВИТИЯ КАВКАЗА
Тектоническая структура Кавказа
Кавказ (в широком смысле) в тектоническом отношении представ-
ляет собой сложно построенную систему альпийских складчатых соору-
жений Советского Союза, лежащих между Черным и Каспийским моря-
ми, вместе с прилегающей к ним южной частью молодой эпигерцинской
плиты, занимающей равнинное Предкавказье (до Манычских озер на
севере). Двигаясь с севера на юг, мы пересекаем следующие глав-
ные продольные тектонические зоны Кавказа, протягивающиеся в за-
пад-северо-западном — восток-юго-восточном («кавказском») направ-
лении (рис. 1):
1)	эпигерцинская (Скифская) плита Предкавказья, на своем сред-
нем участке (Ставропольское поднятие) наиболее приподнятая и непо-
средственно смыкающаяся с Большим Кавказом;
2)	альпийские краевые (передовые) прогибы — Индоло-Кубанский
и Терско-Каспийский, разделенные поперечной перемычкой;
3)	внешний мегантиклинорий альпийской области — Большой Кав-
каз, также наиболее приподнятый на своем центральном поперечном
участке и погружающийся в стороны своих северо-западных и юго-вос-
точных окончаний;
4)	закавказские межгорные прогибы — Рионский и Куринский;
они разделены поперечным Дзирульским выступом палеозойского фун-
дамента, а к западу и востоку, расширяясь и углубляясь, переходят
в Черноморскую и Южно-Каспийскую глубоководные впадины;
5)	внутренний мегантиклинорий альпийской области — Малый Кав-
каз, переходящий на западе в сооружения Анатолии (Понт и др.), а на
юго-востоке — в структуры Карадага, Талыша и Эльбурса.
Во всех этих продольных зонах ярко выступают крупнейшие по-
перечные структуры Кавказской области — Главное Транскавказское
поднятие (по линии Ставропольское поднятие — Дзирульский выступ)
и поперечные зоны к западу и к востоку от него, ступенчато опуска-
ющиеся в стороны Азово-Черноморской и Каспийской депрессий.
С севера к альпийским сооружениям Кавказа примыкает область
Предкавказской (Скифской) плиты с герцинским складчатым фунда-
ментом. По данным глубокого бурения послевоенных лет, последний
сложен умеренно смятыми, весьма слабо метаморфизованными терри-
генными толщами миогеосинклинального характера, принадлежащими
в Центральном Предкавказье преимущественно девону — нижнему
карбону, а в Западном и Восточном — среднему карбону—низам пер-
ми. В самой северной части Предкавказья, прилегающей к Азовскому
выступу Украинского щита, а возможно, и в более южных районах
Скифской плиты, в частности в пределах Ставропольского свода, ком-
плекс девонских и каменноугольных отложений непосредственно несо-
гласно перекрывает дорифейское кристаллическое основание. Местами
на герцинском складчатом фундаменте несогласно, весьма полого за-
легают красноцветные конгломерато-песчано-глинистые образования
11
верхней перми — триаса; как правило, они очень маломощны, и лишь в
зоне Манычского шовного прогиба, лежащего на восточном продолже-
нии южного краевого разлома Донецкого бассейна, по-видимому, дос-
тигают 1—2 км *. В Западном Предкавказье, в отдельных приразлом-
ных зонах, вскрыты дислоцированные флишоидные терригенные и
частично вулканогенные отложения среднего и верхнего триаса. Пермо-
триасовый структурный этаж отвечает эпохе преобразования герцинско-
го складчатого сооружения в молодую платформу. Ее осадочный
чехол начинается с терригенных отложений юры, маломощный и непол-
ный разрез которых присутствует лишь в Западном и Восточном Пред-
кавказье. Выше, перекрывая все Предкавказье, залегает комплекс тер-
ригенных пород нижнего мела (преимущественно, его верхов), карбо-
натных — верхнего мела, терригенно-карбонатных — палеоцена — эоце-
на и терригенных — олигоцена — антропогена. Общая мощность их
достигает 3—4 км и даже больше в юго-западных и юго-восточных час-
тях плиты (рис. 2). Наименьшими мощностями чехла (1,5—2,5 км)
отличается центральный участок Предкавказья — Ставропольское под-
нятие (свод); разрез здесь заканчивается низами верхнего миоцена
(сарматом). Южная часть этого платформенного поднятия осложнена
Невинномысской зоной брахиантиклиналей, наследующих запад-северо-
западное простирание структур фундамента. Аналогичные по форме и
простиранию зоны мелких поднятий имеются и в более опущенных час-
тях Предкавказья—Ейско-Березанская зона в его западной части и
Прикумская — в восточной. В северной части Ставрополья локальные
поднятия становятся более пологими и изометричными. К северу от
Манычского шовного прогиба, на восточном погребенном продолжении
Донецкого бассейна, расположена Донецко-Промысловская зона под-
нятий мезо-кайнозойского платформенного чехла, погружающаяся на
востоке. С рядом локальных поднятий Предкавказья связаны залежи
нефти и газа в мезозойских и палеогеновых отложениях.
К югу от Скифской плиты лежит зона альпийских передовых (крае-
вых) прогибов. На западе и востоке Предкавказья она выражается
двумя глубокими прогибами, заполненными мощными толщами как
нижних тонкообломочных моласс (олигоцен — сармат), так и более гру-
бых верхних моласс (мэотис — антропоген); на среднем участке зоны
(к югу от Ставропольского поднятия) краевой прогиб недоразвит.
Индоло-Кубанский краевой прогиб, общий для Во-
сточного Крыма и Северо-Западного Кавказа, в своей восточной (Ппед-
кавказской) части называется Западно-Кубанским. Он резко асиммет-
ричен: наиболее глубокая осевая зона его, где герцинский фундамент
опущен на 8—10 км, а олигоцен-антропогеновый молассовый комплекс
достигает 4—6 км, приближена к узкому южному крылу; пологое се-
верное крыло посредством Тимашевской флексуры переходит в Скиф-
скую плиту. В осевой части прогиба под четвертичным покровом по-
гребена цепочка брахиантиклинальных нефтегазоносных структур (Ана-
стасиевско-Краснодарская антиклинальная зона), хорошо выраженных
в породах неогена и палеогена, но по сейсмическим данным затухаю-
щих в мезозойском комплексе. Узкие зоны более резких антиклиналь-
ных складок, частично погребенных под позднекайнозойским чехлом,
приурочены также к южному борту прогиба, контролируемому запад-
ным продолжением Тырныауз-Пшекишского краевого шва.
Средний, относительно приподнятый, «недоразвитый» участок зоны
краевых прогибов, лежащий в полосе Транскавказского поперечного под-
нятия, выражен Восточно-Кубанским прогибом — более узким и менее
глубоким, чем Западно-Кубанский, и почти лишенным верхних моласс.
* На восточном продолжении этой шовной зоны, на Мангышлаке (Закаспий), мощ-
ность пермо-триаса возрастает до 8—12 км, а структура резко усложняется.
12
Рис. 2. Схематическая карта рельефа
доюрского фундамента Кавказа. Соста-
вил Е. Е. Милановский (1966)
1 — стратоизогипсы кровля доюрского
фундамента в километрах; 2 — то же,
проведенные предположительно: 3 —
главнейшие разломы (установленные и
предполагаемые); 4 — дорифейская Рус-
ская платформа и ее южная граница.
Некоторые исследователи даже считают его не краевым, а платфор-
менным прогибом. На западе к нему примыкает плоское поперечное
поднятие — Адыгейское (Майкопское); оно отличается резко сокращен-
ным разрезом мезозоя — нижнего палеогена, но в олигоцене — миоцене
втягивалось в общее погружение. На востоке Восточно-Кубанский про-
гиб отделяется от Терского прогиба небольшим, прямоугольным в пла-
не Минераловодским подземным выступом палеозойского фундамента.
Перекрывающие его породы мела и палеогена были в миоплиоцене
прорваны рядом лакколитообразных интрузий грано-сиенитпорфиров,
внедрившихся по зонам разломов фундамента. Минераловодский вы-
ступ служит как бы «мостом» между Ставропольским поднятием и се-
верным крылом мегантиклинория Большого Кавказа.
Наиболее обширный из Предкавказских краевых прогибов — Тер-
ско-Каспийский (или Терско-Кусарский) — состоит из трех глав-
ных поперечных звеньев. Его западная часть — собственно Терский про-
гиб — по своей глубине, асимметричному профилю, характеру сочле-
нения с Предкавказской плитой — сходен с Западно-Кубанским, но
отличается от него большей шириной и сложностью структуры. В осевой
зоне прогиба тянутся две крупные, прямо выраженные в рельефе ан-
тиклинали, сложенные породами олигоцена и неогена — Терская и Сун-
женская, очевидно, представляющие собой надразломные структуры
(в частности, южная — Сунженская антиклиналь возникла на восточ-
ном продолжении Тырныаузского шва). Эти поднятия разделили прогиб
на две зоны — северную (Притеречную) с платформенным фундамен-
том и южную, состоящую из нескольких брахиморфных предгорных впа-
дин, развившихся, по-видимому, на миогеосинклинальном альпийском
основании. Более восточный сегмент Терско-Каспийского прогиба рас-
полагается в пределах дельты Терека, Дагестанского побережья Кавка-
за и западной части Каспийского моря, испытавшей значительное опу-
скание в верхнем плиоцене — антропогене *. Примыкающая к Большо-
му Кавказу внутренняя зона прогиба (зона третичных предгорий Дагес-
тана) здесь относительно приподнята и в основном сложена нижними
молассами олигоцена—миоцена, смятыми в простые, нередко брахи-
морфные складки, а внешняя, вероятно, продолжает прогибаться до
современности. Самый юго-восточный участок Терско-Каспийского крае-
вого прогиба — Кусарский прогиб-—глубоким клином вдается
в тело мегантиклинория Большого Кавказа. Он был наложен в неогене
на складчатые структуры северного крыла последнего, повторяя их в
смягченной форме. С конца плиоцена прогиб снова вовлекается в воз-
дымание северного крыла Большого Кавказа.
Внешнее складчато-глыбовое сооружение Большого Кавказа, прос-
тирающееся прямолинейно с запада-северо-запада на восток-юго-вос-
ток почти на 1300 км, при ширине до 100—200 км, представляет асим-
метричный альпийский мегантиклинорий с отчетливым осевым подня-
тием, сложенным палеозоем и лейасом, с относительно широким и
просто построенным северным и более узким южным крылом, образо-
ванным сильно смятыми, как правило, запрокинутыми и надвинутыми
к югу мезозойскими и отчасти палеогеновыми толщами. Большой Кав-
каз расчленяется на несколько поперечных сегментов, отличных по сво-
ей орографии (ширине и высоте горной области), структуре и истории
тектонического развития в альпийском и, по-видимому, в более древних
этапах: это узкие, слабоириподнятые и веерообразно построенные сег-
* К осевой зоне краевого прогиба относится прибрежная мелководная часть Сред-
него Каспия, тогда как относительно глубоководная центральная часть последнего
(Среднекаспийская впадина) отвечает участку эпигерцинской Скифско-Турапской плат-
формы, еще в среднем плиоцене подвергавшемуся размыву (Среднекаспийская суша)
и вовлеченному в опускание краевого прогиба (в качестве его платформенного внеш-
него крыла) лишь с конца среднего плиоцена.
14
менты Северо-Западного и Юго-Восточного Кавказа, испытавшие на
протяжении альпийского цикла самые значительные и устойчивые опус-
кания, и более приподнятые и резко асимметричные сегменты Восточ-
ного и особенно Центрального Кавказа, разделенные суженным участ-
ком на меридиане Военно-Грузинской дороги.
Наиболее тектонически и орографически приподнятым сегментом ме-
гантиклинория является Центральный Кавказ, расположен-
ный в зоне уже отмеченного главного Транскавказского поперечного
перегиба. Амплитуды опускания на ранних стадиях альпийского (а, воз-
можно, также и палеозойского) цикла развития Кавказа здесь были
наименьшими, а последующие поднятия проявились раньше, чем в дру-
гих сегментах Большого Кавказа, достигли максимальной силы и за-
хватили также участки смежных тектонических зон. Благодаря высоко-
му положению жесткого палеозойского фундамента, который в ряде
тектонических зон Центрального Кавказа выходит на поверхность или
залегает на небольшой глубине, в этом секторе Кавказа явственно про-
является его глыбовое строение и выступают системы глубинных раз-
ломов субширотного и северо-западного направления, а также ряд
крупных нарушений субмеридионального простирания, создающих по-
перечную ступенчатость сооружения Центрального Кавказа, особенно
четко выраженную на его северном крыле. Альпийский структурный
этаж на Центральном Кавказе в целом характеризуется меньшей пол-
нотой разреза, мощностью и сложностью структуры, чем в других сег-
ментах Большого Кавказа. Мегантиклинорий в пределах Центрального
Кавказа построен резко асимметрично.
Самую северную часть его занимает Лабино-Малкинская монокли-
нальная зона (Северо-Кавказский краевой массив). Ее фундамент на
востоке слагают метаморфические толщи нижнего палеозоя, а на западе
эвгеосинклинальные вулканогенно-осадочные метаморфизованные тол-
щи среднего палеозоя (S—Ci), местами прорванные ультраосновными
и гранитоидными интрузиями каменноугольного и раннепермского воз-
раста, а в центральной части зоны перекрытые мощными молассами
верхнего палеозоя, выполняющими несколько наложенных мульд. На
этом субстрате спокойно залегает относительно маломощный (1—2 км)
чехол из осадков юры, мела и низов палеогена субплатформенного ти-
па, полого (5—15°) моноклинально падающих к северу. Терригенные
породы лейаса и доггера местами нарушены также небольшими сбро-
сами и очень пологими складками. Доверхнеюрская структура северо-
восточной части зоны выражена крупным Кисловодским поднятием, пе-
реходящим к юго-западу и югу в пологий прогиб. На протяжении боль-
шей части альпийского цикла эта зона принадлежала южной части
эпигерцинской платформы Предкавказья, и лишь в конце его была во-
влечена в воздымание Большого Кавказа в качестве его просто пост-
роенного крыла, что сопровождалось в плиоцене и антропогене прояв-
лениями кислого и отчасти щелочного магматизма по разломам, обрам-
ляющим самый приподнятый восточный участок зоны (Малкинское по-
перечное поднятие).
С севера Лабино-Малкинская зона на значительном протяжении
ограничена Черкесским разломом, проявлявшим активность в юре и
позднее в кайнозое; системы длительно развивавшихся поперечных раз-
ломов и флексур обрамляют ее также с запада и с востока; на юге она
граничит с очень узкой Тырныауз-Пшекишской шовной зоной (Мила-
новский, 1959, 1962), служившей на протяжении большей части аль-
пийского этапа северной границей геосинклинальной области («крае-
вым швом», в понимании И. С. Шатского). Таким образом, в целом
Лабино-Малкинская зона представляет как бы обособленный блок, ко-
торый по характеру своей альпийской структуры и геологической истории
напоминает срединные массивы, но в отличие от последних находится
15
не внутри геосинклинальной области, а в её внешней части. Поэтому
при обобщении материалов Кавказской экспедиции МГУ для его обоз-
начения был применен термин «краевой массив». Как мы увидим, род-
ство Лабино-Малкинского краевого массива со срединными массивами
подтверждается сходством свойственного им орогенного вулканизма.
В строении Тырныауз-Пшекишской зоны принимают участие сильно смя-
тые эвгеосинклинальные формации нижнего и среднего палеозоя (до
нижнего карбона включительно), слагающие сжатый (особенно в вос-
точной части) грабен-синклинорий, затем молассы верхнего палеозоя
и сохранившиеся в отдельных грабен-синклиналях (главным образом, в
северо-западной и восточной частях зоны) отложения лейаса и догге-
ра, относительно более мощные, чем в Лабино-Малкинской зоне. Харак-
терной особенностью зоны является наличие нескольких тесно сбли-
женных длительно развивавшихся (со среднего палеозоя до мезозоя и
кайнозоя) продольных разрывов, сопровождающихся разновозрастными
интрузиями. По-видимому, эти разрывы служат поверхностным выра-
жением единого крупнейшего глубинного Тырныаузского разлома. К вос-
току от р. Чегема палеозойский фундамент Тырныаузской шовной зоны
погружается под альпийский чехол. Здесь вероятным продолжением ее
в пределах Терского прогиба является Сунженская антиклинальная зо-
на. Западное продолжение Тырныауз-Пшекишского шва, по-видимому,
отвечает зоне сочленения сооружения Северо-Западного Кавказа и За-
падно-Кубанского краевого прогиба.
Расположенный южнее Тырныаузской зоны горст-антикли-
норий Главного хребта играет в структуре Центрального Кав-
каза роль главного, осевого поднятия. Он сложен кристаллическими
сланцами и гнейсами нижнего и, может быть, низов среднего палеозоя,
подвергшимися гранитизации и на значительных пространствах заме-
щенными гранитоидами позднекаменноугольного и раннепермского, а
вдоль южного края антиклинория — отчасти триасового возраста.
Горст-антиклинорий Главного хребта возрождает одноименное, герцин-
ское поднятие, временно (в Ji—2) вовлекавшееся в опускание северного
крыла альпийской геосинклинали Большого Кавказа. В плане горст-
антиклпнорий имеет форму несколько неправильного параллелограмма,
ограниченного глубокими расколами широтного и северо-западного про-
стирания. Расколы последнего направления, к которым приурочены уз-
кие приразломные грабен-синклинали, выполненные несогласно зале-
гающими метаморфизованными породами лейаса, расчленяют горст-ан-
тиклинорий на несколько кулисообразно расположенных блоков, имею-
щих тенденцию к надвиганию к югу. Последняя максимально прояв-
ляется к юго-западу от Эльбруса, где надвиг кристаллического фунда-
мента, возможно, переходит в покров с горизонтальным перемещением
порядка 15 км (Штавлерский покров) *.
К югу от системы крупных разломов (взбросов и надвигов) со сме-
щением масс в южном направлении, в совокупности образующих так
называемый «главный надвиг Большого Кавказа», располагаются струк-
туры, развившиеся из осевой, наиболее глубоко и длительно погружав-
шейся зоны альпийской геосинклинали Большого Кавказа — складчатой
зоны южного склона. В этой зоне вновь проявляется кулисное распо-
ложение частных структур, имеющих северо-западное простирание
(Сванетский антиклинорий в его средней части и два синклинория к за-
паду и востоку от него), и поперечное воздымание их шарниров на
участке южнее и юго-западнее Эльбруса. Альпийский этаж этой зоны
смят в сильно сжатые, опрокинутые к югу, нередко изоклинальные
складки. Разрез его начинается эпизонально-метаморфизованными тер-
* Наличие этого покрова в последнее время оспаривается П. Д. Гамкрелидзе
(1964).
16
ригенно-карбонатными породами среднего и верхнего палеозоя и три-
аса (?), которые трансгрессивно, а иногда и слабо — несогласно пере-
крываются мощными сланцевыми толщами лейаса (аспидная формация),
выходящими в Сванетском антиклинории и вдоль северного края зоны.
Выше залегает флишевая формация верхней юры, мела и нижнего па-
леогена, выполняющая на северо-западном продолжении складчатой
зоны южного склона Новороссийский, а на восточном — Чиаурский син-
клинорий. В зоне Транскавказского поперечного перегиба эти флише-
вые прогибы сужаются и вырождаются, а второй из прогибов частично
оказывается перекрытым упомянутым надвигом зоны Главного хребта.
Южное крыло мегантиклинория образует Абхазо-Рачинская склад-
чатая зона с двухъярусным строением альпийского этажа. Сильно дис-
лоцированный нижний ярус, прорванный в Абхазии предмальмскими
гранитоидными интрузиями, сложен терригенным лейасом — ааленом,
мощной порфиритовой формацией байоса и развитой лишь локально
регрессивной угленосной толщей бата. Выше с перерывом и несогласи-
ем залегают карбонатные толщи мальма (на западе) и мела, общей
мощностью около 2,5—3 км. Они образуют простые брахискладки и
круто погружаются на юге под неоген Рионской и Черноморской впа-
дин. К востоку Абхазо-Рачинская зона резко суживается за счет сре-
зания структур ее северной части накладывающимся на них южным
крылом Чиаурского флишевого синклинория.
Южнее протягивается узкая Осетино-Рачино-Лечхумская грабен-
синклинальная депрессия, приуроченная к зоне Кахетино-Лечхунекого
шва, ограничивавшего с юга раннеальпийскую геосинклиналь Большого
Кавказа. Она выполнена карбонатными толщами мальма (местами),
мела — эоцена и терригенными — олигоцена — миоцена общей мощ-
ностью до 2,5—3 км. Ныне в поднятие Центрального Кавказа втянут
и расположенный южнее участок Закавказского срединного массива —<
Окрибо-Сачхерский блок, сложенный брахискладчатыми структурами
юры и карбонатного мела. Западнее роль южной границы Центрально-
го Кавказа приобретает региональная Ткварчельская флексура (ампли-
тудой до нескольких километров), лежащая в зоне Кахетино-Лечхум-
ского шва и отделяющая Центральный Кавказ от Рионской и Черно-
морской впадин.
Большую роль в структуре Центрального Кавказа играют крупные
поперечные разломы и флексуры глубокого заложения. К системе таких
разломов, рассекающих северное крыло на участке максимальной поло-
жительной ундуляцим его структур, приурочена Эльбрусская область
плиоценового и четвертичного кислого вулканизма, а в зоне резкого по-
перечного погружения структур при переходе к Восточному Кавказу
лежит Казбекская область новейшего андезито-дацитового вулканизма.
Переход от Центрального сегмента к более опущенному Северо-
Западному сегменту также происходит посредством Пшехско-
Адлерской зоны поперечных глубинных разломов и флексур. К западу
от нее Кубанский краевой прогиб расширяется к югу, Лабино-Малкин-
ская зона обрывается, другие продольные зоны Центрального Кавказа
испытывают резкое погружение (особенно зона Главного хребта), а наи-
более южные зоны постепенно наискось срезаются краевой частью на-
ложенной на них в плиоцене Черноморской глубоководной впадины.
Ширина мегантиклинория снижается до 60, а затем даже до 30 км.
Палеозойский фундамент здесь глубоко погружается, мощности мезо-
зоя — эоцена значительно возрастают, и фации большей части разреза
существенно изменяются. Роль осевого поднятия переходит к узкому,
сложенному лейасом и ааленом, Гойтхскому антиклинорию, возникше-
му на западном продолжении северной части складчатой зоны южного
склона. Южная же часть ее выражена здесь Новороссийским синклино-
рием, выполненным очень мощными (свыше 6—7 км) толщами мелового
2 0731
17
и нижнепалеогенового флиша, смятыми в скошенные и запрокинутые
к югу складки, переходящие в его восточной части в небольшие текто-
нические покровы. Северное крыло сооружения, а также его перикли-
нальное окончание сложены флишевым комплексом того же возраста,
который опускается к западу несколькими поперечными ступенями, а
на меридиане Анапы резко погружается под мощные неоген-четвертич-
ные отложения Таманско-Керченской зоны поперечного опускания, раз-
деляющей поднятия Большого Кавказа и Крыма. Для этой зоны ха-
рактерны брахискладчатые, частично диапировые, формы широтного
простирания и связанные с ними длительные (с олигоцена) проявления
грязевого вулканизма.
Восточно-Кавказский сегмент (до 48° в. д. на восто-
ке) тектонически менее приподнят, чем Центральный, но на своем сред-
нем участке (так называемый «Дагестанский клин») не уступает ему
в ширине. Палеозойский субстрат здесь почти не обнажается, а слан-
цевые толщи лейаса достигают огромной мощности (5—8 км). Север-
ное крыло мегантиклинория, возникшее на месте северного крыла аль-
пийской геосинклинали, отделяется от Терского краевого прогиба рез-
ким флексурным перегибом. Оно сложено породами от верхнего лейаса
до мела и палеогена, смятыми в крупные коробчатые, ундулирующие
складки. Наибольшей ширины (до 75 км) эта зона достигает в Север-
ном Дагестане. Центральное положение в структуре занимает горст-
антиклинорий Восточного Кавказа, сформировавшийся на месте осевой
зоны юрской геосинклинали и целиком сложенный аспидными сланца-
ми лейаса. Его тектоническое положение аналогично Гойтхскому анти-
клинорию Северо-Западного Кавказа, но внутренняя структура слож-
нее; она выражена двумя сильно сжатыми кулисно расположенными
горст-антиклинальными поднятиями (Главного и Бокового хребтов),
разделенными узким Бежитинским прогибом. Южнее протягивается
Чиауро-Дибрарский синклинорий, выполненный опрокинутыми и на-
двинутыми на юг складками флишевых толщ мальма и мела (возмож-
но, вплоть до образования небольших тектонических покровов в Кахе-
тии) и представляющий как бы зеркальное отражение Новороссийско-
го синклинория к востоку от Транскавказского поперечного перегиба.
В своей наиболее древней северо-западной части, т. е. в пределах Цент-
рального сегмента Большого Кавказа, этот прогиб очень узок и при-
урочен к осевой зоне альпийской геосинклинали («зона южного скло-
на»), но при движении к востоку расширяется, «омолаживается» (за
счет появления верхнего мела и отчасти палеогена) и постепенно сме-
щается в зону южного крыла альпийской геосинклинали. Вдоль южно-
го борта синклинория тянутся узкие приразломные краевые поднятия —
Дзау-Кахетинское, Красноколодское (принадлежащие Кахетино-Леч-
хумской шовной зоне) и кулисно подставляющее их на востоке Вандам-
ское. Значительная часть площади флишевого синклинория и обрамляю-
щих его с юга шовных поднятий перекрыта молассовым чехлом
Алазанской межгорной впадины, наложенной на них в плиоцен-четвер-
тичное время.
Последний сегмент Кавказа — Юго-Восточный — характери-
зуется быстрым погружением в восточном направлении структур южно-
го крыла мегантиклинория и осевой зоны и его резким, скачкообразным
сужением в связи с наложением на северное крыло мегантиклинория
Кусаро-Дивичинского краевого прогиба. По крупному, длительно разви-
вавшемуся Сиазанскому разлому к последнему с юга непосредственно
примыкает осевая зона Юго-Восточного Кавказа; она выражена узки-
ми, сильно сжатыми Бешбармакским и Тфанским антиклинальными
поднятиями, сложенными лейасом и доггером, и расположенным между
ними Шахдагско-Хизинским синклинорием, выполненным преимуще-
ственно карбонатными толщами мальма и мела. Южное крыло соору-
18
жения Юго-Восточного Кавказа сложено флишевыми меловыми толща-
ми Дибрарского синклинория, ограниченного с юга узким, погружаю-
щимся к востоку Вандомским поднятием. По южному краю Дибрар-
ского синклинория здесь возникли в плиоцене пологие надвиги, пере-
ходящие в покровы с амплитудой до 10—20 км (Баскальский покров),
по-видимому, гравитационного происхождения. Осевая зона меганти-
клинория на востоке косо срезается берегом Каспия, а его южное кры-
ло, сложенное сильно смятым мелом, периклинально погружается спер-
ва под более полого залегающие глинистые толщи палеогена — миоце-
на, а затем под плиоцено-четвертичные молассы Апшероно-Кобыстан-
ской зоны поперечного опускания Кавказа, по своему положению и тек-
тоническим особенностям аналогичной Таманской. Гребневидные, часто
диапироидные брахиморфные складки этой зоны, осложненные грязе-
выми сопками, образуют широкий веер, погружающийся к юго-востоку
и юго-юго-востоку в пределы Южно-Каспийской впадины.
Между сооружениями Большого и Малого Кавказа расположена
Закавказская межгорная зона. В ней выделяются Рионский и Курин-
ский межгорные прогибы, выполненные мощными толщами позднекай-
нозойских моласс, и разделяющий их небольшой Д з и р у л ь с к и й
выступ фундамента этой зоны, лежащий в полосе Транскавказ-
ского перегиба. В этом выступе обнажаются метаморфические породы
нижнего палеозоя — рифея (?), прорванные герцинскими гранитоидами,
которые несогласно перекрыты чехлом из довольно сильно нарушенных
отложений лейаса — доггера и слабодислоцированных маломощных
осадков мела, а также олигоцена и миоцена, обрисовывающих очень
пологие платформенного типа брахиструктуры восток-северо-восточно-
го простирания. Прилегающий к Дзирульскому выступу с севера Ок-
рибо-Сачхерский блок (втянутый ныне в поднятие Большого Кавказа),
построен однотипно с ним, но отличается большими амплитудами опус-
кания в мезозое и воздымания — в неогене — антропогене. По данным
бурения, жесткая структура Дзирульского выступа в погребенном виде
продолжается к западу и востоку от него —- в Рионской и западной час-
ти Курннской впадины. Все эти районы «платформенноидного», по тер-
минологии грузинских геологов, развития в альпийском цикле, в палео-
тектоническом аспекте объединяются в качестве Грузинского сре-
динного массива («Грузинской гл ы б ы»), существовавшего
на протяжении герцинского (?) и большей части альпийского цикла —
вплоть до сармата и разобщенного последующими дифференцирован-
ными движениями.
В Р поиском межгорном прогибе различаются его
краевые зоны, прилегающие к Большому (Абхазско-Мегрельская) и
Малому Кавказу (Гурийская), которые испытывали глубокое опуска-
ние еще в олигоцене — миоцене и накопили мощные толщи нижних
моласс (до 2—3 км), а с плиоцена местами подверглись довольно ин-
тенсивной складчатости и стали втягиваться в поднятие этих сооруже-
ний, и его осевая зона (погребенная западная часть «Грузинской глы-
бы»), где нижние молассы отсутствуют, и на карбонатных отложениях
мела мощностью до 1,5—2 км непосредственно лежит толща верхних
моласс мэотиса — антропогена (до 2—3 км), образующая пологие, за-
тухающие кверху конседиментационные складки северо-западного и суб-
широтного простирания. По сейсмическим данным, общая мощность
осадочного комплекса на побережье Колхиды составляет около 8—9 км.
Примерно такую же мощность (8—12 км) сохраняет он и в пределах
Черноморской глубоководной впадины (по данным ГСЗ), но «гранит-
ный» слой, составляющий в Колхиде 5—10 км, здесь полностью выкли-
нивается.
Гораздо более обширный и сложный по своей структуре К у р ин-
ский межгорный прогиб отчетливо разделяется на три попе-
2*
19
речных участка, последовательно расширяющихся к востоку. Самый
узкий участок прогиба — Западно-Куримская (Карталинская) впадина
(до меридиана Тбилиси на востоке) имеет своим фундаментом восточ-
ное продолжение Дзирульского выступа палеозоя, залегающего здесь
на глубине около 4 км. Палеозойский субстрат перекрыт несплошным
покровом лейаса, доггера и маломощного мела, а также миоценовыми
и нижнеплиоценовыми молассами (свыше 3 км), которые залегают
в общем спокойно, образуют пологие складки, но на северной границе
(с Дзау-Кахетинской шовной зоной) — смяты и надвинуты к югу. На
северной и южной периферии впадины появляется палеоген и возраста-
ет мощность миоцена (кроме его верхов).
Более широкий Среднекуринский отрезок прогиба (от Тбилиси до
Мингечаура) состоит из трех продольных зон. Две узкие перифериче-
ские зоны, занимающие продольные долины среднего течения рек Ала-
зани и Куры, наложены соответственно на южное крыло сооружения
Большого Кавказа и северное — Малого Кавказа. Они обладают ма-
ломощным, резко сокращенным разрезом верхних моласс (в Алазан-
ской впадине нижних моласс совсем нет), но в антропогене испытыва-
ют относительное опускание. Напротив, осевая зона, в свою очередь
распадающаяся на несколько подзон, контролируемых глубинными про-
дольными разломами, характеризуется огромной амплитудой погруже-
ния в течение неогена и интенсивным складообразованием в верхнем
плиоцене — антропогене, приведшим к формированию Ширакско-Аджи-
ноурского складчатого пояса. В его западной части складки скошены к
югу и осложнены взбросами и надвигами. Краевые зоны складчатостью
почти не затронуты. В результате структура этого сегмента межгорного
прогиба по подошве молассового комплекса рисуется как ступенчатый
грабен с максимальным погружением до 8 км, а по его верхним гори-
зонтам — как антиклинорий, осложненный надвиганием масс к югу
и обрамленный с обеих сторон узкими современными впадинами. Вос-
точнее г. Мингечаур, в пределах Нижнекуринской впадины, межгор-
ный прогибенова резко расширяется. Вдоль северного края этой впадины
проходит восточное продолжение Ширакско-Аджиноурского склад-
чатого пояса, к востоку все более погружающегося (в складки сми-
наются здесь четвертичные отложения) и сливающегося с южной час-
тью периклинального окончания Кавказа (Алятско-Сальянская склад-
чатая зона). Основная, центральная часть Нижнекуринской впадины,
имеющая в плане вид обширного овала, покрыта практически почти не-
дислоцированным очень мощным чехлом плиоценовых и четвертичных
моласс, подошва которых весьма полого понижается с юго-запада на
северо-восток до 6—7 км. По геофизическим данным, более древние
мезо-кайнозойские отложения, а также «гранитный» слой (палеозой-
ский фундамент?) обладают здесь ничтожной мощностью, и на глуби-
не около 8—10 км уже залегает «базальтовый» слой земной коры,
близость которого сказывается в огромных положительных гравиано-
малиях. Геологический смысл этих данных еще недостаточно ясен, но
они представляют исключительный интерес, и потому Нижнекуринская
впадина выбрана в качестве одного из первых объектов сверхглубокого
бурения. Наиболее вероятно, что под молассами Нижнекуринской впа-
дины погребен небольшой срединный массив, аналогичный Грузинско-
му, и, подобно последнему, испытавший консолидацию еще в догерцин-
ском цикле.
По юго-западному краю Нижнекуринской впадины проходят узкие
прогибы, выполненные главным образом нижними молассами олигоце-
на — миоцена. Их ответвление—поперечный Нижнеараксинский про-
гиб — глубоко вдается к юго-западу между этими сооружениями.
Внутреннее складчато-глыбовое сооружение (мегантиклинорий)
Малого Кавказа по ряду тектонических особенностей существенно от-
20
личается от внешнего мегантиклинория (Большого Кавказа). В плане
он выражен широкой (150—200 км), выпуклой к северу дугой, перегиб
которой проходит меридионально к югу от Дзирульского выступа, т. е.
в зоне Транскавказского поперечного поднятия. На Малом Кавказе от-
сутствует главный, осевой антиклинорий, а имеется несколько «равно-
правных» антиклинальных и синклинальных зон с относительно простой
складчатой структурой, но резко различной тектонической историей.
Одни из них выросли на месте раннеальпийских — первичных (J—Сг])
геосинклинальных прогибов, другие — на месте вторичных (Сг2—Pg)
геосинклинальных прогибов, третьи — вообще не испытали в альпийском
цикле геосинклинальных погружений. Для строения Малого Кавказа
характерно расположение частных структур в виде субширотных кулис,
простирающихся под острым углом к простиранию основных зон, что,
по-видимому, связано с наличием в его фундаменте глубоких разломов
двух направлений — юго-восточного и субширотного (в юго-восточной
части Малого Кавказа). Огромную роль в разрезе альпийского этажа
играют здесь мезо-кайнозойские магматические образования, в том чис-
ле неоген-четвертичные субаэральные эффузивы, бронирующие почти
четверть площади Малого Кавказа. Новейшие движения обладают
резко дифференцированным характером.
Северную часть Малого Кавказа занимает А дж а ро - Три а л ст-
екая зона — крупный широтный синклинорий, сложенный мощными
вулканогенно-осадочными толщами верхнего мела (2 км) и палеогена
(3—5 км), сформировавшийся на месте вторичного геосинклинального
прогиба. Строение домелового основания этой зоны неизвестно, но,
по-видимому, разрез J—Сг] в ней сокращен. Северный край ее надвинут
на Грузинскую глыбу. На востоке Аджаро-Триалетская складчатая зона
погружается в районе Тбилиси под неогеновые молассы Среднекурин-
ской впадины. Продолжением ее на юго-запад, в Турции, служит соору-
жение Восточного Понта.
К югу и юго-востоку от Аджаро-Триалет простираются тектоничес-
кие структуры, образовавшиеся в пределах обширной раннеальпийской
(юрской) Малокавказской (или Сомхето-Кафанской) эвгеосинклинали,
занимавшей северо-восточную и осевую части Малого Кавказа. Ее се-
веро-восточная граница несколько выходила за рамки нынешнего ме-
гантиклинория, а юго-западная граница примерно совпадала с юго-
западным бортом Севанского синклинория. Крупнейшим положитель-
ным элементом, возникшим в пределах северо-восточного крыла и
частично осевой зоны этой геосинклинали, является Сомхето-Кара-
б а х с к и й антиклинорий. Он состоит из ряда кулисно располо-
женных частных поднятий, сложенных мощными вулканическими тол-
щами доггера, и прогибов, выполненных главным образом мальмом
и верхним мелом. В наиболее опущенной юго-восточной части анти-
клинория эти структуры узки и вытянуты вдоль крупных взбросов со
смещением масс к юго-западу, а в более приподнятой северо-западной
части его частные поднятия приобретают брахиморфный и изометрич-
ный характер, причем в ядрах их появляются маломощный лейас и па-
леозойский субстрат. Антиклинорий прорван многочисленными грано-
диоритовыми интрузиями предмальмского и нижнемелового возраста.
На северо-востоке он граничит с При кур и неким синклинори-
ем, выполненным слабодислоцированным вулканогенно-осадочным верх-
ним мелом и отчасти палеогеном. Этот синклинорий в определенной ме-
ре может считаться восточным продолжением Аджаро-Триалетского.
Северо-восточное крыло его перекрыто молассами Куринского межгор-
ного прогиба. К юго-западу от Сомхето-Карабахского антиклинория
расположен более глубокий и сложный по своей структуре и истории
Севанский синклинорий, ограниченный с юго-запада и северо-
востока системами глубинных разломов. Он отвечает зоне наиболее
21
глубокого и длительного геосинклинального погружения на Малом Кав-
казе, по-видимому, унаследованной от герцинского цикла. В основании
Севанского прогиба можно предполагать присутствие вулканогенно-оса-
дочных метаморфизованных толщ палеозоя и карбонатных — триаса;
выше залегают мощные юрские вулканогенные толщи, выходящие на
поверхность не только на северо-восточном борту синклинория, но и в
южной части его юго-западного борта — в небольшом Кафанском
брах и ант и клина льном поднятии, по характеру разреза,
структуры и мезозойского магматизма и металлогении аналогичном
поднятиям Сомхето-Карабахского антиклинория. Выше в Севанском
синклинории лежат интенсивно смятые и метаморфизованные (особен-
но на северо-восточном крыле) осадочно-вулканогенные толщи нижне-
го, а также верхнего мела, мощность и полнота разреза последних убы-
вает по простиранию прогиба к северо-западу. Напротив, залегающие
выше, нередко с перерывом и несогласием, вулканогенные толщи ниж-
него палеогена достигают максимального распространения и мощности
в северо-западной части описываемого прогиба, которая применительно
к структуре палеогенового комплекса получила название Севано-Ши-
ракского синклинория. В юго-восточной же части Севанского синклино-
рия (Акеринский синклинорий) палеоген «уходит в воздух» и, возмож-
но, первично отсутствует. Формирование складчатой структуры Севан-
ского синклинория началось перед мелом, продолжалось перед верхним
эоценом и завершилось к олигоцену. Аналогичные этапы прошли и ин-
трузивные процессы в его пределах, начавшись внедрением вдоль глу-
боких разломов на северо-восточном крыле ультрабазитов и габбро
(Сг2, конец Pg®) и завершившись образованием гранитоидных и щелоч-
ных массивов (конец Pg® — начало Pg3). В олигоцене, неогене и антро-
погене в осевой зоне и на юго-западном крыле Севанского синклино-
рия развивалось несколько остаточных и наложенных внутригорных
впадин, крупнейшие из которых — Севанская и Ленинаканская впади-
ны — дожили до современности. Юго-западное ограничение структур,
сформировавшихся в пределах мезозойской Малокавказской эвгеосин-
клинали, доступно наблюдению только на двух участках — на крайнем
юго-востоке, где к Кафанской брахиантиклинали по крупнейшему Хус-
туп-Гирратахскому разлому (взбросу) примыкает с запада узкое шов-
ное Зангезурское поднятие, сложенное вулканогенно-осадочным верх-
ним девоном и более древними (?) метаморфическими толщами, а так-
же западнее оз. Севан, где Севанский синклинории отделяется крупным
разломом от Мисханского (Арзаканского) антиклинория. Метаморфиче-
ские породы, слагающие ядро последнего, несогласно перекрытое сено-
ном, до недавнего времени считались нижнепалеозойскими, а проры-
вающие их интрузии условно относились к палеозою. Однако новейшие
данные абсолютной геохронологии указывают на юрский возраст ме-
таморфизма сланцев, а внедрение интрузий датируют в интервале от
конца доггера до начала верхнего мела. Тем самым возможный верхний
предел возраста пород Мисханского массива повышается до верхнего
палеозоя и даже низов мезозоя. По-видимому, древние толщи Мисхан-
ского поднятия накапливались в пределах палеозойского Севано-Занге-
зурского эвгеосинклинального прогиба и испытали складчатость и ме-
таморфизм в герцинское (?) и раннеальпийское время. На участ-
ке между Зангезурским и Мисханским поднятиями, представляющими
звенья единой зоны поднятий (Мисхано-Зангезурского ан-
тиклинория), а также к западу от последнего, юго-западный борт Се-
ванского синклинория скрыт под мощным покровом субаэральных вул-
канических образований, слагающих восточную часть Армянского
вулканического нагорья. Этот вулканический пояс, несколько
косо наложенный на более древние палеогеновые структуры, распа-
дается на ряд щитообразных вздутий, увенчанных множеством плиоце-
22
новых и четвертичных вулканических аппаратов. Армянское вул-
каническое нагорье выклинивается на востоке в бассейне р. Базарчай,
а максимальной ширины достигает в самой западной (в пределах
СССР) своей части (массив Арагац), где контролирующие его продоль-
ные глубинные разломы пересекаются зоной Транскавказского попереч-
ного перегиба. В этой же поперечной зоне несколько южнее, уже за
пределами советской территории «сидит» грандиозный вулкан Арарат,
а несколько севернее, на западном продолжении Севанской и Сомхето-
Карабахской зон расположено Ахалкалакское вулканичес-
кое нагорье, которое непосредственно западнее границы СССР,
в Турецкой Армении сливается с более южным нагорьем в единый ог-
ромный вулканический щит. Для Ахалкалакского нагорья характерна
меридиональная ориентировка валообразных вздутий и глубинных раз-
ломов, выявленных по расположению цепочек вулканов и эпицентров
землетрясений, весьма частых в этом наиболее сейсмичном районе Кав-
каза.
К юго-западу от Армянского вулканического нагорья и погребенных
под его лавами разломов крупнейшей шовной зоны, ограничивавших в
мезозое Малокавказскую геосинклиналь, расположена та часть Малого
Кавказа, в которой первичные (юрские) геосинклинальные прогибы от-
сутствовали. Фундамент ее сложен карбонатными миогеосинклинальны-
ми толщами среднего палеозоя — триаса, не испытавшими заметной
герцинской складчатости. Северо-восточную часть ее занимают синкли-
нории, образовавшиеся на месте вторичных геосинклинальных проги-
бов— Ереванского и Ордубадского, разобщенных попереч-
ной перемычкой к югу от оз. Севан. По обе стороны от нее оба прогиба
непосредственно соединяются с Севанским. Они выполнены карбонат-
ными отложениями верхнего мела и флишоидными— палеогена, которые
в северо-восточной половине Ордубадского прогиба, вблизи Севано-Зан-
гезурской шовной зоны, фациально замещаются вулканогенными па-
леогеновыми толщами, прорванными рядом верхнеэоценовых и олиго-
ценовых гранитоидных интрузий, в том числе грандиозным Мегри-Орду-
бадским плутоном, внедрившимся вдоль западного борта Зангезурского
шовного поднятия. Складки мел-палеогенового комплекса (несколько бо-
чее молодые, чем в Севанском синклинории) ймеют в Ордубадском син-
клинории в общем северо-западное простирание. В Ереванском синкли-
нории они образуют систему дуг с общим погружением зеркала склад-
чатости к северу, в сторону остаточного, выполненного лагунными
(в том числе соленосными) толщами олигоцена — миоцена Нижнераз-
данского прогиба, который уходит на востоке под лавы Армянского
нагорья на соединение с реликтовой Севанской впадиной.
Крайнюю юго-западную часть Малого Кавказа занимает П р и -
араке и некая зона, в которой альпийские геосинклинальные
прогибы не формировались, если не считать неглубокого прогиба, су-
ществовавшего в доггере *. В олигоцене — миоцене палеозойско-триасо-
вый фундамент зоны подвергся раздроблению и дифференциальным
движениям, в результате которых оформились Даралагезский антикли-
норий и Джульфинский (Неграмский) купол и заложился Средне-
а р а к с и н с к и й межгорный прогиб, состоящий из нескольких
четковидно расположенных брахисинклинальных впадин. Юго-восточ-
ная часть прогиба — Нахичеванская наложенная впадина — выполне-
на мощной серией нижних моласс (Pgs—N0, а в северо-западной части
его (Араратская впадина) последние перекрываются плиоценовыми и
частично четвертичными образованиями.
Поперечный наложенный Нйжнеараксинский межгорный прогиб отде-
* Возможно, что последний представляет собой не самостоятельный прогиб, а
лишь самую внешнюю часть юго-западного крыла юрской Малокавказской геосин-
клинали.
23
ляет от Малого Кавказ Талышский брахиантиклинорий, сложенный
очень мощными, преимущественно вулканогенными толщами палеогена.
Этот тектонический элемент, лежащий на простирании Сомхето-Кара-
бахского антиклинория и Севано-Акеринского синклинория, может рас-
сматриваться как их сильно погруженное продолжение. На юго-востоке
структуры Талыша уходят под воды Южного Каспия. Более южные зо-
ны Малого Кавказа, по-видимому, находят продолжение в структурах
антиклинория Эльбурса.
Главные этапы тектонического развития Кавказа
Развитие любого геосинклинального пояса от его заложения до от-
мирания и перехода в состояние платформы (или зоны завершенной
складчатости, по Ю. М. Шейнманну) представляет весьма сложный и
длительный процесс, охватывающий многие сотни миллионов и даже
более миллиарда лет. Так, заложение геосинклинального пояса Тетиса,
еще не закончившего свое развитие, по-видимому, относится к рифею,
т. е. отстоит от нас на 1—1,5 млрд. лет. Основным содержанием гео-
синклинальной фазы развития является процесс существенного утол-
щения земной коры и усложнения ее структуры, происходящий за счет
поступления вещества из мантии и его перераспределения (переотложе-
ния) на земной поверхности. Этот процесс ведет к преобразованию ма-
ломощной коры океанического (или близкого к нему) типа в мощную
материковую кору платформы с характерным для нее гранитно-метамор-
фическим слоем.
Процесс геосинклинального развития полицикличен, т. е. он распа-
дается на ряд крупных тектонических эпох, в течение которых, на фоне
общего поступательного развития (утолщения и усложнения структу-
ры коры) имеет место некоторая повторяемость явлений, дающая осно-
вание называть подобные эпохи геотектоническими «циклами» или, пра-
вильнее, «квазициклами». Эта квазицикличность или периодичность в
самой грубой схеме, как известно, сводится к тому, что для ранних ста-
дий каждого «цикла» характерно резкое преобладание геосинклиналь-
ных погружений над поднятиями, накопление мощных субаквальных
формаций, преимущественно основной магматизм, а для поздних ста-
дий — отмирание геосинклинальных прогибов, усиление процессов
складкообразования, метаморфизма, кислого магматизма, повышение
роли поднятий. Таким образом, в каждом тектоническом «цикле» более
или менее четко намечаются два основных этапа — ранний, собственно
геосинклинальный, этап с преобладанием погружений и поздний этап,
характеризующийся возрастанием роли скадкообразования и поднятий,
который мы будем называть орогенным этапом.
Наиболее ранние геотектонические эпохи («циклы») в геосинкли-
нальных поясах воспринимаются обобщенно и распознаются с большим
трудом, более поздние — вполне определенно.
Каждый последующий «цикл» во многом отличается от предыдуще-
го; в этих отличиях находят отражение последовательное сужение гео-
синклинального пояса по мере отмирания геосинклинального режима на
отдельных его участках, растущая роль платформ в питании геосинкли-
налей обломочным материалом, усложнение и видоизменение магматиче-
ского процесса в связи с утолщением земной коры, через которую про-
никают и с которой взаимодействуют при своем подъеме дифференциа-
чы мантии. От цикла к циклу, по-видимому, несколько сокращается их
длительность (?), возрастает скорость заполнения прогибов, услож-
няется и видоизменяется внутренняя структура «циклов». Одним из
наиболее важных изменений последней является последовательное воз-
растание роли орогенного этапа в каждом следующем «цикле» и все
более полное проявление всех признаков орогенного этапа.
2k
Обращаясь к истории развития геосинклинального пояса Тетиса, и,
в частности, того участка последнего, в пределах которого сформирова-
лось современное сооружение Кавказа, мы можем наметить в ней три
доступные изучению геотектонические эпохи — догерцинскую, герцин-
скую и альпийскую. Если каждая из двух последних, несомненно, пред-
ставляет собой единый «цикл», то в отношении догерцинской эпохи это-
го с уверенностью утверждать нельзя, и не исключено, что она в дей-
ствительности отвечает нескольким «циклам», из которых мы с той или
иной достоверностью можем судить лишь о наиболее позднем среди
них.
Как будет показано ниже, в этом догерцинском «цикле» отчетливо
выражены тектонические явления, свойственные собственно геосинкли-
нальному этапу; напротив, явления, характерные для позднего, оро-
генного этапа проявились, по-видимому, весьма слабо. В герцинском
«цикле» черты орогенного этапа находят относительно более полное вы-
ражение; этот этап отличается большой длительностью и завершается
выключением из сферы геосинклинального развития значительной се-
верной зоны геосинклинального пояса Тетиса. Однако такие характер-
ные для орогенного этапа структуры, как краевые прогибы, в своем ти-
пичном виде еще не образуются, а межгорные молассовые прогибы, как
правило, наследуют геосинклинальные прогибы предшествующего этапа.
Горообразование, по-видимому, отличается умеренным масштабом и
происходит локально. И лишь в конце альпийского «цикла» все призна-
ки орогенного этапа — формирование краевых прогибов и межгорных
впадин, заполняемых мощными молассовыми толщами, и складчато-
глыбовых сооружений, испытывающих интенсивное горообразование,
сопровождаемое мощным субаэральным вулканизмом,— находят свое
полное и наиболее яркое выражение.
Как в альпийском, так и в герцинском «цикле» собственно геосин-
клинальный и орогенный их этапы можно подразделить соответственно
на две стадии — раннюю и позднюю.
Раннегеосинклинальная стадия — это стадия развития первичных
геосинклинальных прогибов (заложенных в начале «цикла» или унасле-
дованных от предшествующего «цикла»), сопровождаемого начальным
подводным вулканизмом.
В позднегеосинклинальную стадию тектонический план геосинкли-
нальной области претерпевает существенную перестройку: в частности,
возникают и приобретают все большее значение внутренние геоантикли-
нальные поднятия, в значительной мере инверсионные, раннегеосинкли-
нальные прогибы распадаются на более мелкие прогибы, частично сме-
щаются и возникают новые, вторичные геосинклинальные прогибы.
В конце этой стадии (и собственно-геосинклинального этапа) начинает-
ся «замыкание» геосинклинальных прогибов, которые, испытывая
складкообразование, постепенно спаиваются со смежными геоантикли-
налями.
Орогенные этапы герцинского и альпийского «циклов» развития
альпийского пояса существенно отличаются по ряду признаков, и это,
естественно, отражается и в своеобразии раннеорогенной и позднеоро-
генной стадий соответствующих «циклов». Можно отметить, однако, что
на раннеорогенной стадии обоих «циклов» начинают складываться и
разрастаться крупные складчато-глыбовые сооружения, дифференциро-
ванное воздымание которых сопровождается образованием гранитоид-
ных батолитов, а затем — субаэральным вулканизмом с преобладанием
эксплозий среднего и кислого состава. Одновременно начинают форми-
роваться межгорные, а в альпийском «цикле» и краевые прогибы, за-
полняемые молассами, но сохраняются и отдельные геосинклинальные
прогибы, унаследованные от предшествующего этапа; они полностью
отмирают лишь к концу раннеорогенной стадии. В целом на этой
25
стадии погружения и по общей интенсивности, и по охваченной ими пло-
щади еще значительно преобладают над поднятиями.
В позднеорогенную стадию преобладание переходит к поднятиям;
погружения сохраняются лишь в межгорных (и краевых в альпийском
«цикле») прогибах, в которых накапливаются в целом более грубые,
чем на раннеорогенной стадии, и в значительной мере континентальные
молассовые толщи. В зонах поднятий происходят субаэральные вулка-
нические извержения, состав продуктов которых преимущественно кис-
лый в начале стадии постепенно становится более основным к концу ее.
Догерцинская эпоха
Догерцинская тектоническая эпоха охватывает поздний докембрий
и самые низы палеозоя. Достоверно датированные отложения, принад-
лежащие этой эпохе (по-видимому, концу ее), относятся к нижнему и
среднему кембрию. Присутствие верхнего кембрия — ордовика на Кав-
казе не установлено, а герцинский этаж, несогласно лежащий на докем-
брийско-нижнепалеозойском фундаменте, начинается с силура. Пока
недостаточно ясно, следует ли считать догерцинскую эпоху раннекале-
донской (салаирской) или позднебайкальской, но более вероятно послед-
нее. Данные об этой эпохе развития Кавказа весьма скудны и целиком
относятся к Центрально-Кавказской зоне поперечного поднятия. В ее
пределах, на северном крыле мегантиклинория Большого Кавказа, в во-
сточной части Лабино-Малкинской зоны установлены мощные эвгео-
синклинальные первичноосадочные (терригенные) и вулканогенные тол-
щи, испытавшие умеренную досилурийскую складчатость, внедрение
мелких диабазовых и плагиогранитных интрузий, подвергшиеся мета-
морфизму и несогласно перекрытые молассоидной песчаной толщей
нижнего — среднего кембрия. Присутствие нижнего кембрия в той же
поперечной зоне предполагается в метаморфической толще Дзируль-
ского выступа фундамента в Грузии; предположительно к верхам до-
кембрия — нижнему палеозою принадлежит основная часть метаморфи-
ческих толщ зоны Главного хребта Центрального Кавказа.
К нижнему палеозою (или верхам докембрия) обычно относятся
также метаморфические толщи Мисханского поднятия в Центральной
части Малого Кавказа; однако новейшими радиологическими данными
это поставлено под сомнение, так как возраст их метаморфизма ока-
зался среднемезозойским, а возраст прорывающих их интрузий — сред-
не- и даже позднемезозойским.
В целом для догерцинского «цикла» развития Кавказа, насколько
мы можем о нем судить при крайней скудности фактических данных,
характерны черты незавершенности; предсилурийская складчатость и
метаморфизм отличаются умеренной интенсивностью (р. Малка), а
«поздние» батолитические интрузии и типичные грубообломочные молас-
совые толщи этого «цикла» — нам неизвестны. Можно предполагать, что
глубокие геосинклинальные прогибания, проявления магматизма, а также
метаморфизма и складкообразования на поздних стадиях охватывали в
конце докембрия — начале палеозоя в основном северную часть пояса
Тетиса, прилегающую к Русской платформе (при этом главным обра-
зом ее Центрально-Кавказский поперечный сегмент),— Ставропольское
поднятие, центральный участок Большого Кавказа, отдельные зоны
в ее внутренней части, в частности, территорию Грузинской глыбы и
может быть Нижнекуринской впадины, а также широкую южную часть
пояса Тетиса, прилегающую к Аравийской платформе, в том числе
Приараксинскую зону Малого Кавказа. Вне этих территорий земная
кора находилась, вероятно, на ранних стадиях геосинклинального раз-
вития, а частично (в областях Черного моря и Южного Каспия) —еще
в догеосинклинальной («океанической») фазе.
26
Герцинский цикл
Герцинская тектоническая эпоха («цикл») охватывает на Кавказе
время от силура до средины (?) триаса. Развитие Кавказа в этом «цик-
ле» известно значительно лучше, чем в догерцинское время, но в ос-
новном лишь для его тектонически наиболее «зрелого» Центрального
поперечного сегмента. В герцинском «цикле» отчетливо различаются два
главных этапа — ранний, собственно-геосинклинальный (S—Ci), и позд-
ний, орогенный (С2—Т2).
Раннегерцинский, собственно-геосинклинальный этап (S—CJ на
доступной изучению площади Кавказа характеризуется преобладанием
геосинклинальных погружений. В течение этого этапа в этом секторе
Тетиса развивались две геосинклинальные системы: 1) северная линей-
но вытянутая, занимавшая Предкавказье и Большой Кавказ, и
2) южная, дугообразная, охватывавшая Малый Кавказ. С севера геосин-
клинальный пояс ограничивала Русская добайкальская платформа; се-
верная и южная геосинклинальные системы на среднем участке сближа-
лись между собой, а на западе и на востоке разделялись Черноморской
и Южнокаспийской зонами, которые, по-видимому, обладали корой
«океанического» типа и накопили еще ничтожный покров осадков.
В этом этапе в геосинклинальной системе Большого Кавказа —
Предкавказья — намечаются две стадии. В раннегеосинклинальную ста-
дию (S—D2) ее северная граница с Русской платформой, по-видимому,
проходила по Манычскому шву и южному борту Азовского выступа.
В осевой, наиболее глубоко погружавшейся зоне геосинклинали, зани-
мавшей область северного склона Центрального Кавказа, накапливались
эвгеосинклинальные формации — сланцевая и спилито-кератофировая.
Геоантиклинальные поднятия, обрамлявшие осевую эвгеосинклинальную
зону, были, видимо, слабо выражены, и она переходила к северу и к
югу в краевые зоны с миогеосинклинальным характером и меньшей
мощностью разреза. В последующую стадию (D3—Ci) эти поднятия —
Главного хребта на юге и Кисловодско-Южноставропольское на севе-
ре — выступают более отчетливо, расчленяя единую геосинклиналь на
три прогиба — осевой, Северокавказский эвгеосинклинальный прогиб
(прогиб Передового хребта), продолжавший накапливать мощные вул-
каногенно-осадочные толщи, и периферические миогеосинклинальные
прогибы, заполнявшиеся менее мощными сланцевыми толщами — узкую
геосинклиналь Южного склона Большого Кавказа и более широкую
Предкавказскую геосинклиналь. Последняя в D3—С] расширяется к се-
веру; в опускание начинают втягиваться южный участок Русской плат-
формы, где закладывается, диагонально к ее южному краю, Донецко-
Промысловский прогиб. Его заложение сопровождается вулканически-
ми извержениями в зоне ограничивающего его с юга Волновахского
шва. Темп погружения этого прогиба сначала был незначителен, но
резко усилился с середины визейского века.
Завершение описываемой стадии ознаменовалось в Северокавказ-
ской эвгеосинклинали складчатостью, внедрением сложного по составу
уруштенского интрузивного комплекса (от гипербазитов до плагиогра-
нитов), и временным поднятием и размывом, а в смежных геоантикли-
налях сказалось в резком усилении их воздымания. В периферических
геосинклинальных прогибах восходящие движения и складчатость на
рубеже раннего и среднего карбона, по-видимому, проявились слабо
или даже отсутствовали.
Ничтожно мало знаем мы пока о раннегерцинской истории боль-
шей части Закавказья. К югу от миогеосинклинали южного склона
Большого Кавказа, очевидно, располагалось обширное поднятие, сло-
женное метаморфическими породами верхнего докембрия — нижнего
палеозоя, фрагменты которого мы видим в современных Дзирульском,
27
Ч
Храмском, Локском выступах древнего фундамента. Южнее, в осевой
зоне современного Малого Кавказа, возможно, проходил эвгеосинкли-
нальный Севано-Зангезурский прогиб, в пределах которого, вероятно,
накапливались вулканогенно-осадочные среднепалеозойские образова-
ния Зангезурского антиклинория, а также несогласно залегающая сла-
бометаморфизованная верхняя вулканогенная агверанская свита Мис-
ханского поднятия. Не исключено отнесение к среднему палеозою
также сланцев эпизоны, выступающих из-под юры в Шамхорском под-
нятии, в северо-восточной части Малого Кавказа. В крайней юго-запад-
ной части Малого Кавказа в девоне — раннем карбоне располагался
Приараксинский субплатформенный прогиб, вероятно, наложенный на
байкальское складчатое основание. В нем отлагались преимуществен-
но карбонатные толщи. В конце раннего карбона он подвергся осуше-
нию, но не испытал складчатости.
Позднегерцинский этап (С2—Т2) может быть назван орогенным
лишь с некоторой условностью, поскольку одни зоны Кавказского сек-
тора пояса Тетиса на этом этапе действительно характеризовались все-
ми признаками орогенного развития (воздымание горных сооружений,
гранитоидный и наземно-эффузивный магматизм, накопление моласс
в межгорных впадинах и т. п.), тогда как в других зонах на первой
стадии этого этапа или даже до конца его продолжались (иногда после
некоторого перерыва) геосинклинальные погружения. В этом этапе
достаточно четко намечаются две стадии — раннеорогенная (С2_з) и
позднеорогенная (Р—Т2), из которых первая отличается некоторым пре-
обладанием погружений, а вторая — преобладанием поднятий на боль-
шей части территории Кавказа и Предкавказья.
Геоантиклинали Главного хребта, а также Кисловодская на этом
этапе являлись ареной интенсивных поднятий, денудации и длительно-
го, многофазного формирования мощных гранитоидных массивов. Раз-
деляющий их Северокавказский геосинклинальный прогиб (прогиб
Передового хребта) после складкообразования и кратковременных под-
нятий на рубеже нижнего и среднего карбона вновь вовлекается в опу-
скание и превращается в глубокий унаследованный межгорный прогиб,
состоящий из ряда наложенных брахиморфных и узких приразломных
впадин (последние развивались в зоне Тырныаузского шва, ограничи-
вавшего прогиб с юга). В этих впадинах со средины среднего карбона
до раннего триаса включительно шло накопление мощных грубообло-
мочных молассовых толщ общей мощностью до 3—7 км (угленосных
в карбоне, красноцветных в перми и триасе) с подчиненными им гори-
зонтами субаэральных лав и пирокластолитов кислого и среднего со-
става.
В Предкавказской и Донецко-Промысловской миогеосинклиналь-
ных зонах до конца карбона продолжались интенсивные погружения
и накапливались мощные песчано-сланцевые, а в Донецко-Промыслов-
ской зоне — паралические толщи. В начале позднеорогенной стадии —
в ранней перми в результате складчатости и поднятий, сопровождав-
шихся весьма слабыми проявлениями интрузивного магматизма и ме-
таморфизма, на месте миогеосинклинальных зон возникли одноимен-
ные складчатые сооружения. Их разделяла Манычско-Мангышлакская
зона шовных грабенообразных прогибов, заполнявшихся толщами
верхнепермских и триасовых, преимущественно красноцветных обло-
мочных пород мощностью в западной части (Маныч) — до 2 км, а в
восточной (Мангышлак)—до 8—12 км. К концу герцинского цикла
вся область Предкавказья выключается из дальнейшего геосинклиналь-
ного развития и причленяется с юга к Русской платформе.
В миогеосинклинали южного склона Большого Кавказа прогибание
и накопление известняково-сланцевых толщ умеренной мощности, про-
должалось в течение всего герцинского цикла,— т. е. девона, карбона,
28
перми и, возможно, триаса. В триасе эта зона испытала складчатость
и поднятие умеренной интенсивности, но в начале юры здесь возоб-
новилось глубокое прогибание.
Закавказский срединный массив (или две геоантиклинали — Гру-
зинская и Сомхетская), вероятно, существовавший уже в собственно-
геосинклинальном этапе герцинского «цикла», в позднегерцинском оро-
генном этапе проявляет себя как зона абсолютных поднятий и гра-
нитоидного магматизма, а в карбоне — так же как зона липаритовых
субаэральных эффузий и накопления континентальных и прибрежно-
мелководных моласс в отдельных небольших межгорных впадинах.
История Малокавказского (Севано-Зангезурского) геосинклиналь-
ного прогиба в позднегерцинском этапе пока совершенно неясна; при-
сутствие галек верхнепалеозойских известняков и ультрабазитов в верх-
немеловых конгломератах северо-восточного побережья оз. Севан и об-
наружение пермских отложений в Зангезуре позволяет допустить, что
развитие этого прогиба, подобно геосинклинали южного склона Боль-
шого Кавказа, продолжалось до конца палеозоя. В юго-западной части
Малого Кавказа, после слабых поднятий в среднем — позднем карбо-
не, не сопровождавшихся проявлениями магматизма и складчатости, в
перми возобновилось и продолжалось до середины или конца (?) триаса
погружение Приараксинского субплатформенного прогиба. В нем снова
накапливаются карбонатные осадки умеренной мощности. Поднятия на
рубеже герцинского и альпийского циклов (в конце триаса — начале
юры) также не привели к сколько-нибудь заметному складкообразо-
ванию.
Альпийский цикл
Альпийский тектонический «цикл», как и герцинский, начинается
с интенсивных погружений и завершается крупными поднятиями в пре-
делах геосинклинальной области Тетиса. Однако этот геотектонический
«цикл» не является повторением герцинского и характеризуется многи-
ми новыми чертами. Северная граница геосинклинальной области сме-
щается на несколько сотен километров к югу, и между ней и докем-
брийской Русской платформой появляется широкая зона эпигерцинской
Скифской платформы. В альпийском «цикле» продолжают развиваться
те же две геосинклинальные системы, что и в герцинском, но конфи-
гурация их изменяется; особенно резко уменьшается ширина северной
системы, сужающейся приблизительно до рамок современного сооруже-
ния Большого Кавказа. В сущности, здесь остается один геосинклиналь-
ный прогиб, осевая зона которого унаследована от миогеосинклинали
южного склона, не испытавшей полного замыкания в конце герцинского
цикла.
Геосинклинали Большого и Малого Кавказа на участке их наи-
большего сближения разделял Грузинский срединный массив, а в на-
чале альпийского «цикла»,— может быть, более обширный Закавказ-
ский массив. Западнее и восточнее они по-прежнему разделялись Черно-
морской и Южно-Каспийской зонами, находившимися в начале мезозоя
в догеосинклинальной фазе развития земной коры (Южно-Каспийская
впадина может быть уже вступала в геосинклинальную фазу развития).
Сузившаяся геосинклинальная система Большого Кавказа посте-
пенно утрачивает свой эвгеосинклинальный характер. Вспышки вулка-
низма в альпийском «цикле» здесь эпизодичны; они происходят, глав-
ным образом, в начале и в самом конце его и приурочены лишь к не-
которым зонам геосинклинали Большого Кавказа. Напротив, система
Малого Кавказа характеризуется в альпийском «цикле» типично эвгео-
синклинальным развитием с исключительно интенсивным и разнообраз-
29
ным магматизмом, проявлявшимся почти перманентно и почти во всех
тектонических зонах.
В альпийском «цикле», как и в герцинском, выделяются собствен-
но-геосинклинальный (Т3—Pg2) и орогенный (Pg3—Q) этапы, каждый
из которых разделяется на две стадии, но характер развития в течение
их существенно отличается от соответствующих этапов и стадий гер-
цинского «цикла». В течение ранней геосинклинальной стадии (Т3—J2
на Большом Кавказе, Т3(?) —Crj на Малом Кавказе) происходит глу-
бокое погружение раннеальпийских геосинклиналей, сопровождаемое
подводным вулканизмом и завершаемое возникновением внутригео-
синклинальных поднятий и внедрением крупных масс гранитоидов.
Поздняя или зрелая геосинклинальная стадия (J3—Pg2 на Большом
Кавказе, Сг2—Pg^-2 на Малом Кавказе) характеризуется развитием
большого числа вторичных геосинклинальных прогибов разного рода,
которые к концу этой стадии отмирают и спаиваются со смежными
геоантиклинальными поднятиями. В течение раннеорогенной стадии
(Pg3—NJ на месте геосинклиналей Большого и Малого Кавказа фор-
мируются одноименные складчато-глыбовые сооружения, а по перифе-
рии их закладываются краевые и межгорные прогибы, заполняемые
мелкообломочным материалом нижних моласс. Погружения на этой
стадии — по своим площадям, амплитудам и объемам еще резко пре-
обладают над поднятиями. В позднеорогенную стадию (конец N]—Q)
темп воздымания и размыв сооружений Большого и Малого Кавказа
резко усиливается, в их пределах активизируется наземный вулканизм,
а смежные краевые и межгорные прогибы заполняются более грубо-
обломочным материалом верхних моласс. Поднятия начинают количе-
ственно преобладать над погружениями на всей территории Кавказа.
Границу герцинского и альпийского «циклов» в области Кавказа
обычно проводят либо в основании юры, либо между ранней и позд-
ней пермью. Однако в последнее время установлено, что позднегерцин-
ские молассы Северо-Кавказского межгорного прогиба охватывают не
только средний карбон — раннюю пермь, как считалось раньше, но и
позднюю пермь и даже низы триаса. Абсолютный возраст позднегер-
цинских гранитоидных интрузий Большого Кавказа определяется в ди-
апазоне от верхов карбона до середины триаса. Это показывает, что
герцинский «цикл» продолжался, по крайней мере, до раннего триаса.
С другой стороны, в среднем и главным образом позднем триасе в Се-
веро-Западном Предкавказье образовались новые прогибы, не связан-
ные с герцинской структурой. В Горном Крыму отложения среднего и
верхнего триаса образуют основание альпийского структурного этажа.
Верхний триас в виде экзотической глыбы (?) установлен в осевой Се-
вано-Акеринской зоне альпийской геосинклинали Малого Кавказа. На
Русской платформе нижний триас тесно связан с герцинским комплек-
сом отложений, а на средний триас падает наибольшее поднятие плат-
формы — «великий среднетриасовый перерыв». Все это позволяет наме-
тить рубеж герцинского и альпийского «циклов» в середине триаса и
начинать альпийский «цикл» с позднего триаса.
Собственно-геосинклинальный этап
(T3-Pg2)
В течение раннегеосинклинальной стадии (стадии развития первич-
ных геосинклинальных прогибов) происходит последовательное углуб-
ление и расширение геосинклиналей, осевые зоны которых были несом-
ненно (Большой Кавказ) или предположительно (Малый Кавказ) уна-
следованы от герцинских геосинклинальных прогибов, а затем произо-
30
шла их полная или частичная инверсия и замыкание. Эту стадию иногда
рассматривают как раннеальпийский или киммерийский подцикл аль-
пийского «цикла». В ней выделяются три общие по своему характеру
для обеих геосинклиналей, но не вполне одновременные в них фазы.
Первая, начальная фаза охватывает поздний триас, лейас и аален.
На Большом Кавказе в это время происходит резкое расширение пло-
щади геосинклинали, которая в перми и триасе ограничивалась узкими
рамками прогиба южного склона. Прилегающие к нему с севера участ-
ки последовательно втягиваются в опускание в течение нижнего и сред-
него лейаса несколькими ступенями. По-видимому, такие же ступени
существовали и на южном крыле геосинклинали. Ее северной границей
служил Тырныауз-Пшекишский глубинный ров, разделявший в герцин-
ском «цикле» Северокавказскую геосинклиналь и геоантиклиналь
Главного хребта. Знак движений по этому шву сменяется на обратный.
Южная граница геосинклинали проходила по Кахетино-Лечхумскому
глубинному шву, отделяющему ее от Закавказского срединного масси-
ва. Краевые зоны (ступени) и осевая зона геосинклинали также раз-
делялись продольными тектоническими швами.
В течение лейаса — аалена в ее краевых зонах накапливаются в
основном песчано-глинистые, а в осевой зоне существенно глинистые
сланцевые формации, в нижней части, а на Северо-Западном Кавка-
зе — ив аалене сочетающиеся со спилито-кератофировой. Мощность их
в осевой зоне Восточного сегмента Кавказа достигает 6—8 км, а в
краевых убывает до 3—4 км. В пределах Центрального поперечного
сегмента мощности соответственно сокращаются примерно в 2—3 раза,
что, очевидно, было связано с наложением здесь альпийской геосинкли-
нали на структуры, испытавшие значительную консолидацию и подня-
тия во второй половине герцинского «цикла». Так, северное крыло аль-
пийской геосинклинали наложилось здесь на герцинскую геоантикли-
наль Главного хребта.
В северо-западной части Предкавказья в среднем и позднем триасе
возник довольно глубокий прогиб, заполнявшийся песчано-глинистыми
и частично вулканогенными образованиями. Развитие его возобнови-
лось в средней юре. Центральная часть Скифской эпигерцинской плат-
формы была относительно приподнята и, так же как и ее продолжение
в пределах Среднего Каспия, являлась поставщиком терригенного ма-
териала, сносившегося в геосинклинальный прогиб Большого Кавказа.
Но участок платформы, непосредственно прилегавший с севера к Тыр-
ныауз-Пшекишскому шву—Лабино-Малкинская зона — вовлекался в
опускание и был покрыт фациально-изменчивыми континентальными и
мелководно-морскими песчано-глинистыми, частично угленосными осад-
ками суммарной мощностью до 1—1,5 км. Пересекавшие эту зону в
Карачаевском районе продольные и поперечные нарушения явились в
среднем лейасе каналом для небольших субаэральных извержений и
близповерхностных внедрений андезито-дацитовой магмы.
Раннеальпийские опускания в очень слабой степени затронули
Грузинский срединный массив. Одни участки его испытывали подня-
тие и подвергались денудации, другие характеризовались незначитель-
ным опусканием и накапливали маломощные мелководные карбонат-
ные (Дзирульский выступ) или терригенные осадки (Храмский, Лок-
ский выступы). Аналогичная картина наблюдается в северной краевой
зоне геосинклинали Малого Кавказа. Однако южнее, в ее осевой зоне
(в пределах современного Севано-Акеринского синклинория), возмож-
но, происходили более интенсивные погружения.
Юго-западная часть Малого Кавказа — Приараксинская зона
в лейасе и аалене в погружение почти не вовлекалась, но по отдельным
разломам здесь происходили в лейасе (?) небольшие извержения и
гипабиссальные пластовые внедрения основной магмы.
31
Вторая фаза раннегеосинклинальной стадии падает на байосский
век. Ей предшествуют кратковременные поднятия, охватившие многие
участки Лабино-Малкинской зоны, а также дифференциальные подвиж-
ки в шовных зонах, ограничивающих геосинклиналь Большого Кавказа.
Возможно, что к этому моменту были приурочены первые импульсы
складкообразовательных движений в осевой зоне геосинклинали на Во-
сточном Кавказе и начало глыбовых поднятий на центральном участке
ее северного крыла — в будущем горст-антиклинории Главного хреб-
та. В байосе территория Кавказа вновь подвергается опусканиям. Они
были самыми значительными в альпийском цикле по охваченной ими
площади и средней амплитуде и сопровождались наиболее грандиоз-
ными по своему ареалу и объему выброшенного материала извержения-
ми основной (преимущественно андезито-базальтовой) магмы. В рас-
пределении байосских отложений на Кавказе выделяются средняя зона
вулканогенных образований и краевые зоны с господством осадочных
толщ. Северная краевая зона, характеризуемая накоплением алеври-
то-глинистых морских осадков, мощностью до 1—1,5 км занимала се-
верное крыло геосинклинали Большого Кавказа, возможно, ее осевую
часть (где отложения байоса ныне уничтожены денудацией) и приле-
гающую к геосинклинали с севера полосу Предкавказской платфор-
мы — узкую на Центральном участке (Лабино-Малкинская зона) и бо-
лее широкую в Кубанской и Терско-Кумской депрессиях. На Балкар-
ском участке северного крыла геосинклинали опускания сопровожда-
лись подводными излияниями и гипабиссальными инъекциями основной,
средней и умеренно кислой магмы.
Южнее располагалась широчайшая (до нескольких сотен кило-
метров) зона байосского андезито-базальтового вулканизма — область
распространения порфиритовой свиты, занимающей южное крыло гео-
синклинали Большого Кавказа, геосинклиналь Малого Кавказа, а так-
же разделяющую их территорию современной Закавказской межгорной
зоны или, по крайней мере, ее западную часть — Грузинский средин-
ный массив. В геосинклинальных зонах мощность порфиритовой толщи
достигает 2—3 км, а в последней убывает до 1—2 км. Грандиозный
байосский вулканизм был, по-видимому, связан с процессами растяже-
ния земной коры, захватившими не только геосинклинали Большого и
Малого Кавказа, но и разделяющую их зону срединных массивов. Пол-
ное господство в разрезе байоса лав и пирокластолитов и перекрытие
их в ряде мест угленосными батскими осадками указывает на то, что
амплитуда опусканий примерно соответствовала мощности извергаемо-
го материала. Очевидно, погружения в рассматриваемой зоне были
причинно связаны с извержениями и имели компенсационный характер.
Южная формационная зона байоса — Нахичеванская,— отвечающая
юго-западному обрамлению геосинклинали Малого Кавказа, выражена
маломощными мелководными терригенно-карбонатными осадками.
С конца байоса начинается третья, заключительная фаза ранне-
альпийской стадии, резко различная по своей продолжительности и ха-
рактеру развития в разных зонах Кавказа. В геосинклинали Большого
Кавказа она в основном умещается в рамках батского века. В ее осе-
вой зоне в эту фазу усиливаются процессы складкообразования, завер-
шающиеся поднятием и возникновением прообраза современной струк-
туры ядра мегантиклинория. На восточном и северо-западном участках
Большого Кавказа это ядро имеет инверсионный характер, возникая
в осевой зоне геосинклинали, испытывавшей в лейасе — аалене мак-
симальное опускание, а краевые зоны геосинклинали оказываются от-
носительно опущенными и лишь местами (Дагестан) затронутыми сла-
бой складчатостью. Напротив, на центральном участке Большого
Кавказа, в полосе Транскавказского поперечного поднятия возникает
почти противоположная картина: осевая зона геосинклинали остается
32
опущенной, а краевые зоны подвергаются поднятию. Северная краевая
зона геосинклинали Большого Кавказа на ее центральном участке ис-
пытывает глыбовое воздымание, превращаясь в горст-антиклинорий
Главного хребта, а южная краевая зона (Абхазо-Рачинская) подвер-
гается сперва частичному (накопление батской угленосной толщи), а за-
тем полному осушению, сминается в складки, и в дальнейшем высту-
пает как относительно приподнятая жесткая структура. В конце
доггера — и, может быть, в начале мальма в этой зоне и на смежном
участке осевой зоны Центрального Кавказа внедряется серия умеренно
кислых интрузий (от габброидов до гранодиоритов). В предкелловей-
ское поднятие, помимо геосинклинали Большого Кавказа втягиваются
прилегающие участки эпигерцинской платформы и Грузинского средин-
ного массива; в пределах последнего поднятия сопровождались уме-
ренной складчатостью и внедрением небольших гранитоидных
интрузий.
В отличие от геосинклинали Большого Кавказа в геосинклинали
Малого Кавказа третья фаза раннеальпийской стадии продолжается от
позднего байоса до середины или конца раннего мела. В позднем байо-
се среди поля основных излияний появляются отдельные участки кис-
лых извержений и субвулканических образований (кварцевые плагио-
порфиры); в дальнейшем они становятся ядрами относительных, а за-
тем и абсолютных поднятий, возникающих внутри северо-восточной
(Сомхето-Карабахской) и отчасти юго-западной зоны геосинклинали.
В конце доггера в пределах эмбриональных антиклинальных структур
внедряется ряд гранодиоритовых интрузий и происходят слабые склад-
кообразовательные движения, таким образом, намечается известный
параллелизм в развитии Абхазо-Рачинской и Сомхето-Карабахской зо-
ны. Однако в Сомхето-Карабахской и Севанской зонах геосинклинали
Малого Кавказа погружение и извержения не заканчиваются в бат-
ском веке, а либо непрерывно, либо после некоторого перерыва про-
должаются в течение мальма, а в Севанской зоне—и раннего мела.
В Сомхето-Карабахской зоне геосинклинальные погружения в ранне-
меловое время постепенно прекращаются, кулисно расположенные част-
ные антиклинальные и синклинальные структуры, наметившиеся в кон-
це доггера и мальма, получают более резкое выражение, и в них внед-
ряется новая генерация гранодиоритовых интрузий. К концу раннего
мела Северо-Восточная зона геосинклинали Малого Кавказа становится
зоной относительного инверсионного поднятия (прообраз Сомхето-Ка-
рабахской геоантиклинали), а в осевой Севанской зоне (по крайней
мере, на отдельных ее участках) продолжаются глубокие геосинкли-
нальные погружения. На юго-западном крыле Малокавказской геосин-
клинали к концу раннеальпийской стадии также возникают поднятия,
прорванные позднеюрскими — раннемеловыми гранитоидами (Кафан-
ское и др.). Приараксинская зона в третью фазу раннеальпийской ста-
дии выступает как зона относительного или слабого абсолютного под-
нятия.
В итоге раннеальпийской стадии широкие геосинклинали Большого
и Малого Кавказа расчленяются на несколько более узких частных
геосинклинальных прогибов и геоантиклинальных поднятий (инверсион-
ных и возрожденных), испытывающих складчатость и внедрение грани-
тоидных интрузий.
Поздняя (зрелая) геосинклинальная стадия охватывает в системе
Большого Кавказа мальм, мел, палеоцен и эоцен, а в системе Малого
Кавказа — время от альба или позднего мела до начала или середины
олигоцена. Это стадия заложения, развития и замыкания вторичных
геосинклинальных прогибов, которые либо наследуют несколько сужен-
ные геосинклинальные прогибы, сохранившиеся в пределах более ши-
роких раннеальпийских геосинклиналей Большого и Малого Кавказа
3 0731
33
после возникновения внутри них частных новообразованных и возрож-
денных поднятий, либо несколько смещаются по сравнению с ранне-
альпийскими прогибами, либо, наконец, закладываются вновь в преде-
лах зон раннеальпийских поднятий. Прогибы последнего типа наиболее
характерны для Малого Кавказа. Развитие вторичных геосинклиналь-
ных прогибов в отличие от первичных не приводит, как правило, к рез-
ко выраженной инверсии и завершается складкообразованием с сохра-
нением общей синклинорной структуры. Оно сопровождается особым
магматическим циклом. В результате отмирания вторичных геосинкли-
нальных прогибов в конце стадии на месте геосинклинальных систем
Большого и Малого Кавказа формируются одноименные мегантиклино-
рии, состоящие из ряда антиклинориев и синклинориев. Вторичные гео-
синклинальные прогибы Кавказа существенно различаются по характе-
ру выполняющих их формаций, связанных с ними магматических обра-
зований, и особенностям тектонической структуры. Среди них можно
выделить три основных типа—1) широкие и плоские субплатформен-
ные прогибы, выполненные преимущественно карбонатными формация-
ми умеренной мощности (в основном на северном склоне Большого
Кавказа); 2) более узкие и глубокие флишевые прогибы (главным об-
разом на южном склоне Большого Кавказа); 3) вулканогенные или
флишоидно-вулканогенные прогибы (только на Малом Кавказе).
К концу средней юры в осевой и частично северной краевой зоне
геосинклинали Большого Кавказа возникло геоантиклинальное подня-
тие, разделившее ее на два прогиба, располагавшиеся на северном и
южном склонах Центрального и Восточного Кавказа. В течение маль-
ма — эоцена эта геоантиклиналь, по-видимому, в основном испытывала
относительное поднятие, проявляя себя в резком сокращении мощнос-
тей и выпадении отдельных горизонтов верхнеюрских, меловых и ниж-
непалеогеновых отложений, но почти не поставляла материала в при-
легающие прогибы. В отдельные моменты (титон, сенон, палеоцен —
эоцен) отмечаются признаки смещения карбонатного материала из
этой зоны к северу (горизонты с известняковыми брекчиями и подвод-
нооползневыми нарушениями). Геоантиклиналь Главного хребта морфо-
логически выражалась то в виде подводной возвышенности или мели, то
в виде низкого и птоского острова или цепочки островов. На Северо-
Западном и Юго-Восточном Кавказе она распадалась на несколько уз-
ких приразломных поднятий — «кордильер», временами выступавших в
виде гряд скалистых островов, с которых в смежные прогибы сгружал-
ся грубообломочный и даже глыбовый материал.
К северу от нее, начиная с мальма, обособился довольно широкий
и плоский Северокавказский прогиб, заполнявшийся преимущественно
известняково-мергельными осадками умеренной мощности (мальм —
начало раннего мела, поздний мел, палеоцен — эоцен). Реже в нем
отлагались песчано-глинистые, но также в той или иной степени извест-
ковистые осадки (келловей, середина и конец раннего мела, а в Северо-
Западном и Центральном Предкавказье — также палеоцен); подавляю-
щая часть терригенного материала поступала с севера: в мальме — ран-
нем мелу с эпигерцинской, а в палеогене — с Русской докембрийской
платформы. В течение мальма и начале мела Северо-Кавказский про-
гиб в основном располагался в пределах северного крыла раннеаль-
пийской геосинклинали Большого Кавказа, и лишь на Центральном
Кавказе проходил севернее, в южной части эпигерцинской платформы
(Лабино-Малкинская зона). Но во второй половине раннего мела он
начинает быстро расширяться к северу, и в позднем мелу распростра-
няется почти на всю территорию эпигерцинской платформы Предкав-
казья, приобретая на большей части своей площади чисто платформен-
ный характер. Лишь узкие зоны на юго-западе и юго-востоке этого
прогиба, который для мелового и палеогенового времени правильнее
34
Именовать Предкавказским, сохраняют черты миогеосинклинали (боль-
шая изменчивость и зональное распределение фаций и мощностей).
Центральный участок Предкавказья — Ставрополье в мальме и на-
чале мела представлял собой вдающийся к югу полуостров, а в конце
раннего и позднем мелу являлся зоной пониженных, иногда до нуля,
мощностей осадков. Однако в палеоцене — эоцене Центральное Пред-
кавказье временно становится зоной накопления очень мощных (до
0,8 км) отложений (тогда как в Восточном Предкавказье мощности
убывают до 0,1—0,2 км). По-видимому, по поперечному глубинному
разлому, ограничивающему Центральное Предкавказье с запада и восто-
ка, в разные моменты имели место движения противоположного знака.
К югу от геоантиклинали Главного хребта на рубеже средней и
поздней юры обособился значительно более узкий и глубокий прогиб,
заполнявшийся от мальма до конца мела или даже до середины палео-
гена флишевыми и флишоидными отложениями мощностью до 5—7 км.
На Северо-Западном, Восточном и Юго-Восточном Кавказе флишевые
прогибы обладают большей шириной и глубиной, развиваются на юж-
ном крыле раннеальпийской геосинклинали и на протяжении мела —
эоцена последовательно смещаются к югу. В пределах же относительно
приподнятого Центрального сегмента Большого Кавказа флишевый про-
гиб отклоняется к северу и наследует осевую зону раннеальпийской
геосинклинали. Здесь он резко сужается, раньше отмирает (еще в ме-
лу), а на участке максимального поперечного поднятия (к югу от Эль-
бруса) даже полностью вырождается. Благодаря этому флишевая зона
южного склона распадается на два кулисно расположенных флишевых
прогиба с очень близким разрезом: западный — Новороссийский и вос-
точный— Чиауро-Дибрарский. Наряду с карбонатными .и отчасти тер-
ригенными флишевыми и флишоидными образованиями в обоих фли-
шевых прогибах присутствуют кремнисто-туфогенные, а в Мзымтинском
и Вандамском районах — также основные вулканогенные образования
сеноманского возраста. В первом районе они сопровождаются сингене-
тичными мелкими основными интрузиями. К позднему мелу или палео-
гену относится внедрение в геоантиклинали Главного хребта главным
образом по зонам обрамляющих ее с севера и с юга глубинных разло-
мов, ряда мелких интрузивных тел гранодиоритового состава (так на-
зываемых неоинтрузий), возможно, являющихся апофизами еще не
вскрытых эрозией глубокозалегающих батолитовых массивов. К концу
позднегеосинклинальной стадии флишевые прогибы заметно сужаются
и смещаются к югу, местами накладываясь на ограничивающую их
(и геосинклиналь Большого Кавказа) с юга шовную зону, и, наконец,
прекращают свое погружение и подвергаются складкообразованию с
общим смещением масс к югу, приобретая асимметричную синклиналь-
ную структуру. Возможно, что складчатость завершается в начале оро-
генного этапа.
На южном крыле Центрального сегмента геосинклинали Большого
Кавказа в мальме — эоцене располагалась Абхазо-Рачинская зона. Пос-
ле складчатости и временного поднятия перед мальмом, эта зона вела
себя как относительно жесткая структура. В мальме, за исключением
отдельных участков, она оставалась приподнятой, а в меловое время
была втянута в общее опускание и перекрыта толщей карбонатных
осадков мощностью порядка 1—1,5 км. В палеоцене — эоцене интен-
сивность опускания этой зоны значительно уменьшилась. В общем Аб-
хазо-Рачинская зона, обрамлявшая с юга суженный и вырожденный
центральный участок флишевого прогиба, развивалась аналогично Гру-
зинской глыбе и, по существу, причленилась к последней. На продолже-
ниях Абхазо-Рачинской зоны роль южного ограничения флишевых про-
гибов играли узкие приразломные поднятия типа кордильер, к кото-
рым приурочивались в мальме барьерные рифы. На западе это было
3*
35
поднятие Ахцу, а на востоке — Дзау-Кахетинское и Вандамское подня*
тия, возникшие в зоне Кахетино-Лечхумского глубинного шва, ограни-
чивавшего с юга геосинклиналь Большого Кавказа. На северо-западном
и юго-восточном поперечных участках Кавказа единая геоантиклиналь
отсутствовала, а существовало несколько узких линейных поднятий —
кордильер, с относительно сокращенным и маломощным разрезом, по-
степенно погружавшихся по простиранию в стороны окончаний совре-
менного сооружения Большого Кавказа. Между ними развивались не-
сколько более широкие, чем эти кордильеры, прогибы, заполнявшиеся
флишоидными, а иногда и типично флишевыми осадками. К концу
позднегеосинклинальной стадии большинство их отмирает или оттес-
няется в стороны от геоантиклинали, формирующейся в осевых частях
геосиклинали Северо-Западного и Юго-Восточного Кавказа.
Развитие Закавказской межгорной зоны в мальме — эоцене нам
известно лишь для ее западной, относительно приподнятой части —
Грузинского срединного массива. В течение мальма и начале мела он
был относительно приподнят, но на отдельных участках его отлагались
маломощные красноцветные и карбонатные осадки. В районе Кутаиси
в кнмеридже имели место излияния основных лав с повышенной ще-
лочностью. В раннем мелу Грузинская глыба вовлекается в дифферен-
цированное опускание, более интенсивное в ее западной части, где мощ-
ность меловых отложений составляет 1—2 км, и наименьшее в средней
части (в пределах Дзирульского выступа). В течение раннего и поздне-
го мела накапливаются преимущественно карбонатные осадки — из-
вестняки и мергели,— но в Кутаисском районе в позднем мелу вновь
происходят извержения щелочных базальтоидных лав и пирокластоли-
тов, специфичные для Грузинской глыбы. В палеоцене — эоцене ее опу-
скания резко уменьшились или прекратились, и лишь на некоторых
участках продолжали накапливаться карбонатные осадки мощностью
в первые сотни метров.
История восточной половины Закавказской межгорной зоны в
мальме — эоцене остается почти неизвестной. Можно лишь предпола-
гать, что самая восточная ее часть, отвечающая современной Нижне-
куринской впадине, была относительно приподнята.
В истории Малого Кавказа мальм и большая часть раннего мела
принадлежат еще к раннеальпийской стадии: в это время в пределах
широкого первичного геосинклинального прогиба постепенно возникали
и разрастались внутренние поднятия, большая часть которых к середи-
не мела объединилась в Сомхето-Карабахскую геоантиклиналь. В ран-
немеловое время глубокие унаследованные опускания продолжались,
по-видимому, лишь к юго-западу от нее в Севанском прогибе. Начиная
со средины мела (вероятно, с альба) интенсивность погружений на
Кавказе вновь резко возрастает, причем они сосредоточиваются в не-
скольких относительно узких вторичных геосинклинальных прогибах,
частью унаследованных от раннеальпийской стадии, частью вновь зало-
женных. К первым относится Севанский прогиб, а также менее глубо-
кий Прикуринский прогиб, обособившийся к северо-востоку от Сомхе-
то-Карабахской геоантиклинали. Ко вторым принадлежат Ереванский
и Ордубадский прогибы (или его западная часть). Доальбская история
Аджаро-Триалетского и Талышского прогибов точно неизвестна. Меж-
ду вторичными прогибами располагались зоны новообразованных или
остаточных поднятий.
В течение альба и первой половины позднего мела (до сантона
включительно) в большинстве прогибов шло накопление осадочно-вул-
каногенных толщ, причем максимум вулканической деятельности в се-
веро-западной части Малого Кавказа имел место несколько раньше,
чем в юго-восточной. На фоне преимущественно основного состава лав
и пирокластолитов выделялись отдельные участки извержений кислой
зе
магмы, приуроченные к некоторым частным прогибам Сомхето-Кара-
бахской геоантиклинальной зоны (Болнисский прогиб и др.)- В Севан-
ском прогибе, где происходили наиболее мощные погружения и под-
водные извержения, последние сопровождались в сантоне габброперидо-
титовыми интрузиями, внедрившимися по нескольким продольным глу-
бинным разломам. Небольшие интрузии того же типа имели место в
юго-восточной части Ереванского прогиба. С конца сантонского века
вулканическая деятельность затухает, и в кампане — Маастрихте пов-
семестно в прогибах Малого Кавказа идет накопление карбонатных
илов. На юго-западе Малого Кавказа, в частности в Ордубадском проги-
бе, они отлагались в течение всего позднего мела. В позднем сеноне
море, по-видимому, затопило всю область Малого Кавказа. В самом
конце мела она испытала некоторое поднятие и местами слабые склад-
кообразовательные движения, продолжавшиеся и в палеоцене; погруже-
ние не прекращалось лишь в наиболее глубоких осевых частях вто-
ричных прогибов, где в датском веке — палеоцене накапливались толщи
флишоидных, в той или иной мере туфогенных осадков.
В раннем и среднем эоцене интенсивность погружения вновь резко
возрастает. Соответствующие отложения во всех прогибах Малого Кав-
каза имеют большую мощность (до 2—3 к и) и на их крыльях транс-
грессивно и местами с угловым несогласием ложатся на разные го-
ризонты мела, юры и даже палеозоя. В большинстве прогибов (кроме
Ереванского) в это время происходят мощные извержения преиму-
щественно андезитовых лав и туфов. В Севанском прогибе, заметно
укоротившемся за счет отмирания его юго-восточной (Акеринской)
части, в конце среднего эоцена, возможно, внедряется новая генерация
габбро-перидотитовых интрузий. Затем в нем проявляются относительно
слабые складкообразовательные движения и временное поднятие и на-
чинается внедрение гранитоидных интрузий. Поднятие и слабая склад-
чатость перед поздним эоценом имели место также в Аджаро-Триалет-
ском прогибе. В позднем эоцене прогибы Малого Кавказа испытывают
новое погружение (но уже не на всей своей площади, а лишь на от-
дельных участках), и новую вспышку вулканической деятельности с
извержением пестрых по составу продуктов (от основных до кислых
и щелочных). На рубеже эоцена и олигоцена в северной и средней час-
ти Малого Кавказа — в Аджаро-Триалетском и Севанском прогибах —
проявляются складкообразовательные движения, возможно, наиболее
сильные в их истории, а в Севанском прогибе внедряются многочислен-
ные кислые и щелочные интрузии. В конце эоцена начинается под-
нятие и внедрение гранитоидов и в восточной части Ордубадского
прогиба. Но в его западной части и в Ереванском прогибе, в раннем —-
среднем олигоцене продолжается погружение и накопление морских осад-
ков. Таким образом, если к началу олигоцена большая часть вторич-
ных геосинклинальных прогибов Малого Кавказа испытывает складча-
тость, замыкается и объединяется со смежными геоантиклинальными
зонами в единое крупное складчатое сооружение, то в юго-западной,
северо-западной и юго-восточной (Талыш) частях Малого Кавказа в
олигоцене еще сохраняются реликтовые геосинклинальные прогибы.
Среднеальпийский магматический цикл, слабо проявившийся на
Большом Кавказе, отличается на Малом Кавказе исключительной
мощью и полнотой. Он начинается подводными извержениями преиму-
щественно основной магмы, сопровождавшими заложение или углуб-
ление вторичных геосинклинальных прогибов (поздний мел); далее
следуют извержения среднего состава, а перед замыканием прогибов —
извержения разнообразных по составу лав и пирокластолитов. Момен-
там наиболее интенсивного погружения осевого геосинклинального про-
гиба Малого Кавказа — Севанского — отвечают фазы внедрения ба-
зитов и ультрабазитов; складчатость и замыкание этого и смежного
37
с ним Ордубадского прогиба знаменуется внедрением крупных масс
гранптоидной и частично щелочной магмы. Замыкание Аджаро-Триа-
летского и Талышского прогибов сопровождается формированием мел-
ких габброидных и сиенитовых массивов.
Орогенный этап
(Pg3-Q)
С олигоцена Кавказ в целом вступает в орогенный этап альпий-
ского «цикла» — этап формирования сводово-глыбовых сооружений —
мегантиклинориев Большого и Малого Кавказа — и сопряженных с ни-
ми краевых и межгорных прогибов, заполняемых молассами. В юго-
западной части Малого Кавказа начало этого этапа запаздывает до
позднего олигоцена. Орогенный этап отчетливо разделяется на две ос-
новные стадии, отвечающие времени накопления нижних и верхних
моласс. Первые представляют тонкообломочные песчано-алеврито-гли-
нистые толщи, лишь частично состоящие из продуктов размыва еще не-
высоких поднятий Большого и Малого Кавказа, а в значительной мере
сложенные из материала, поступавшего с Русской платформы, и, в мень-
шей мере — со срединных массивов. Вторые выражены более грубооб-
ломочными, нередко песчано-галечными толщами, целиком или в ос-
новном образованными из продуктов разрушения горных сооружений
Большого и Малого Кавказа. Граница между стадиями накопления
нижних и верхних моласс (или стадиями умеренного и интенсивного
воздымания горных сооружений), как правило, намечается между сред-
ним и поздним сарматом, но местами (на периклиналях Большого
Кавказа) поднимается до среднего плиоцена.
Раннеорогенная стадия (олигоцен — средний сармат). Большой
Кавказ в олигоцене превращается в поднятие, орографически выражен-
ное в виде невысокой возвышенности, постепенно растущее вверх и в
ширину и начинающее поставлять песчано-глинистый материал в окайм-
ляющие его депрессии. Остаточные прогибы на южном склоне Большо-
го Кавказа, за исключением Рача-Лечхумского, развитие которого
затягивается до позднего миоцена, отмирают. Наиболее интенсивно воз-
дымается Центральный сегмент Большого Кавказа, в поднятие кото-
рого втягиваются прилегающие участки эпигерцинской платформы и
срединного массива: на севере — Лабино-Малкинская зона, превращаю-
щаяся в моноклинально построенное крыло сооружения Большого Кав-
каза, а на юге — несколько позднее—Окрибо-Сачхерская зона Грузин-
ского срединного массива.
В Предкавказском субплатформенном прогибе, унаследованном
от предыдущей стадии, с олигоцена резко усиливается скорость погру-
жения, преимущественно карбонатные осадки сменяются мощными
морскими песчано-глинистыми толщами нижних моласс олигоцена —
миоцена, и он постепенно приобретает черты краевого (передового) про-
гиба. В олигоцене—-раннем миоцене (майкопском веке) этот прогиб
был очень широк и слабо дифференцирован по простиранию. Главную
роль в его питании играл материал, приносимый с севера, с Русской
платформы. В среднем миоцене прогиб значительно сузился и стал бо-
лее асимметричным; роль кавказского материала в его питании несколь-
ко повысилась. Центральный участок прогиба стал заметно отставать
в темпе погружения, с конца среднего миоцена здесь появился плоский
Ставропольский остров, а в конце миоцена прекратилось опускание и
в расположенном к югу от него неглубоком и узком Восточно-Кубан-
ском прогибе. Таким образом, единый Предкавказский прогиб распа-
дается на два самостоятельных краевых прогиба — Западно-Кубан-
ский и Терско-Каспийский (Терско-Кусарский).
38
С началом общего воздымания Большого и Малого Кавказа вдоль
окраинных частей Закавказской межгорной зоны формируются интен-
сивно погружающиеся узкие прогибы, в которых идет накопление мощ-
ных песчано-глинистых толщ олигоцена, нижнего и среднего миоцена.
Наибольшие мощности майкопской серии наблюдаются в Прималокав-
казских прогибах — в Гурии, по периферии Триалетского поднятия, в
Кировобадском районе и предгорьях Талыша. Местами (Кировобад-
ский район, Талыш) с Малого Кавказа сносился грубый, песчано-га-
лечный материал. Напротив, в среднем и позднем миоцене более зна-
чительное погружение обнаруживают северные — Прибольшекавказ-
ские прогибы, охватывающие на западе Абхазию и Мегрелию, а на
востоке — север Карталинской равнины, степную Кахетию и Кобыстан.
Центральные участки зоны Закавказских межгорных прогибов в олиго-
цене были еще относительно приподняты и лишь кое-где начали втяги-
ваться в слабое опускание в миоцене (осевая часть Карталинской впа-
дины). В центре нынешней Рионской впадины суша сохранялась
вплоть до конца сармата, а в центре Нижнекуринской — даже до ран-
него плиоцена. Средний поперечный участок Закавказской межгорной
зоны (Дзирульский выступ) в олигоцене и миоцене проявлял себя как
область относительного, а временами слабого абсолютного поднятия,
но окончательное отмирание проливов между бассейнами, занимавши-
ми Рионскую и Куринскую депрессии, произошло в сармате.
Превращение Малого Кавказа в единое сводово-глыбовое поднятие
протекало более сложно, чем на Большом Кавказе. С олигоцена по-
давляющая часть территории Малого Кавказа начинает вовлекаться в
воздымание, но на месте отмирающих вторичных геосинклинальных
прогибов — Аджаро-Триалетского, Севанского, Ереванского, Ордубад-
ского, Талышского еще сохраняются остаточные впадины, заполняю-
щиеся сперва морскими, а затем, с позднего олигоцена — преимущест-
венно лагунными и континентальными, более грубыми, нередко песча-
но-галечными осадками. Некоторые впадины продолжают развиваться
до конца миоцена (Ереванская) или даже до плиоцена — антропогена
(Севанская, Ленинаканская и др.). В олигоцене на отдельных участках
Севанского, Ордубадского, Шагапского остаточных прогибов в лагун-
но-континентальных условиях (?) происходят извержения разнообраз-
ных по составу вулканических продуктов (от основных до кислых и
щелочных), а в Ордубадском прогибе, возможно, и внедрения грани-
тоидных интрузий (Мегри-Ордубадский плутон и его сателлиты). В мио-
цене вулканическая деятельность временно затухает.
К юго-западу от формирующегося сооружения Малого Кавказа в
олигоцене начинается заложение отдельных впадин Среднеараксинско-
го межгорного прогиба, возникающих за счет постепенного смещения
к юго-западу Ереванского и Ордубадского вторичных геосинклинальных
прогибов. С позднего олигоцена в них накапливаются красноцветные
обломочные толщи молассового типа. В среднем миоцене и сармате,
когда впадины еще более смещаются к юго-западу, накладываясь на
складчатые структуры Приараксинской зоны, сложенные палеозоем —
триасом, и сливаются друг с другом, в этих наложенных впадинах (На-
хичеванской, Араратской, Октемберянской), а также в Ереванской и
Севанской остаточных впадинах идет отложение лагунных, частично
соленосных толщ. Соленые воды в эту цепочку межгорных впадин пе-
риодически поступали из Куринской впадины, по-видимому, через про-
ливы, располагавшиеся в районе нижнего течения р. Аракса, р. Во-
рочана и Агстева. В конце сармата или начале мэотиса связь этих впа-
дин с Понто-Каспийским бассейном окончательно прекращается.
Позднеорогенная стадия (поздний сармат — антропоген) освещена
здесь очень кратко и схематично, поскольку анализ основных геологи-
ческих событий этой фазы является главной задачей нашего исследо-
39
вания. Эта стадия характеризуется энергичным ростом мегантиклино-
риев Большого и Малого Кавказа, в которых возникает высокогорный
и среднегорный рельеф, мощными и многократными проявлениями суб-
аэрального вулканизма и рядом оледенений, периодически охватывав-
ших эти горные сооружения в позднем плиоцене и антропогене. Одно-
временно продолжается погружение краевых и межгорных впадин,
заполняющихся грубообломочными толщами, и на ряде их участков фор-
мируются складчатые структуры, получающие прямое выражение в
рельефе. Усиливается опускание Черноморской и Южно-Каспийской
депрессий и втягиваются в погружение центральные части нынешних
Среднекаспийской, Рионской и Нижнекуринской впадин.
В Терско-Каспийском и Западно-Кубанском краевых прогибах,
разделенных растущим Ставропольским сводом, с конца сармата с пе-
рерывами идет накопление относительно грубых (глинисто-песчано-га-
лечных) морских и континентальных толщ верхних моласс, наиболее
мощных в Терском прогибе. В его осевой части в конце миоцена впер-
вые намечаются и с тех пор унаследованно развиваются два крупных
выраженных в рельефе линейных антиклинальных поднятия, разделив-
ших прогиб на ряд частных впадин. Внутренняя зона Дагестанского
участка Терско-Каспийского прогиба с конца миоцена также подвер-
гается складчатости и втягивается в слабое поднятие. Цепочка брахи-
морфных поднятий возникает в плиоцене и в Западно-Кубанском про-
гибе.
Воздымание Большого Кавказа резко усиливается в конце сарма-
та — мэотисе, когда в его осевой части на центральном и восточном
(?) отрезках впервые возникает средне- и высокогорный рельеф. Подня-
тие Центрального Кавказа происходит в виде единого свода, ослож-
ненного подвижками по отдельным продольным и поперечным разло-
мам и флексурам и формированием сопряженных с ними наложенных
и частью унаследованных впадин. Оно сопровождается проявлениями
магматизма в эффузивной и субвулканической форме в ряде зон Цент-
рального сегмента Большого Кавказа. На его северном крыле (в Эль-
брусской области) происходят извержения кислой — линаритовой и да-
цитовой магмы, в осевой зоне (в Казбекской области)— преимущест-
венно андезито-дацитовой, а в полосе сочленения мегантиклинория с
Грузинской глыбой и в пределах последней (в Центрально-Грузинской
области) — извержения базальтов повышенной щелочности и более ще-
лочных лав, вплоть до трахитов. Амплитуда поднятия Центрального и
Восточного сегментов Большого Кавказа с позднего сармата достигает
4—5 км\ в Северо-Западном и Юго-Восточном сегментах она убывает
до 1—2 км, а на периклиналях снижается до нуля.
В Закавказской межгорной зоне в конце миоцена — начале и
середине плиоцена в результате встречной миграции частных меж-
горных прогибов, возникших ранее по периферии Большого и Малого
Кавказа, образуются в виде, близком к современному, обширные
Рионская и Куринская межгорные впадины, причем в интенсивное по-
гружение впервые после долгого перерыва втягиваются участки, до
этого остававшиеся приподнятыми. Усиление темпа воздымания Боль-
шого и Малого Кавказа приводит к быстрому заполнению прогибов
грубообломочными осадками верхней молассы и смене морского режи-
ма континентальным, лишь с отдельными вторжениями моря в Рион-
ский и Куринский заливы, разобщенные с конца сармата Сурамским
перешейком. На востоке Куринской впадины и в области юго-восточно-
го периклинального погружения Большого Кавказа суммарный раз-
мах опусканий за неоген — антропоген достиг 10 км, из которых до
3,5 км падает на продуктивную толщу среднего плиоцена и до 1 км —
на антропогеновые отложения. Начиная с позднего миоцена, но в осо-
бенности в среднем плиоцене и конце плиоцена — начале антропогена
40
Куринская впадина охватывается процессами складкообразования.В ее
осевой полосе, испытавшей в неогене наиболее глубокое погружение,
в антропогене возникает инверсионное Ширакско-Аджиноурское подня-
тие. В зоне, прилегающей к Каспийскому морю, и в его южной части
складкообразование продолжается до современности. Значительно сла-
бее оно проявилось в Рионской впадине.
Новейшее воздымание Малого Кавказа носило гораздо более диф-
ференциальный характер, чем на Большом Кавказе. Наряду с зонами,
испытавшими значительные (до 2—3,5 км) поднятия (Аджаро-Триалет-
ская, Сомхето-Карабахская, зона вулканических нагорий Армении, Да-
ралагез-Зангезурская), в других зонах (Севанская, Арпа-Воротанская),
наряду с резкими поднятиями, проявлялись относительные опускания
отдельных впадин, либо унаследованных от миоценовой эпохи (Севан-
ская), либо возрожденных и даже несогласно наложенных на древние
структуры. Дифференциальные движения сопровождались в пределах
Армянского и Ахалкалакского нагорий значительно более мощными,
чем на Большом Кавказе, проявлениями вулканизма. Вспышки его
после некоторого затишья возобновились в конце сармата, достигали
огромной силы в мэотисе — понте, позднем плиоцене и продолжались
в антропогене. На фоне сложного и изменчивого состава новейших вул-
канических образований отмечается постепенный переход во времени к
более основным излияниям. Кислые магматические продукты в антро-
погене извергаются лишь в зоне Транскавказского поперечного подня-
тия (Арагац, Абул-Самсарская гряда). Среднеараксинский межгор-
ный прогиб, испытавший в миоцене интенсивное погружение, в плиоце-
не постепенно втягивается в слабое воздымание (от +0,4 до 0,7 км),
но все же значительно отстает в интенсивности поднятия от Малого
Кавказа, сохраняя роль зоны относительного опускания.
Важнейшим событием новейшей истории Кавказа были неодно-
кратные оледенения, мощно проявлявшиеся на Большом и значительно
слабее на Малом Кавказе в акчагыле (?), апшероне, раннем, среднем
плейстоцене и позднем плейстоцене — голоцене. Динамика древних оле-
денений, одновременно охватывавших Русскую равнину, являлась од-
ним из главных регуляторов колебаний уровней Каспийского и Черно-
морского бассейнов в антропогене.
ГЛАВА II
ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКИЕ
ОТЛОЖЕНИЯ
КАВКАЗА
Морские и континентальные отложения неогена л антропогена
распространены на подавляющей части территории Кавказа. Они за-
полняют межгорные и предгорные прогибы, покрывают эпигерцинскую
платформу Предкавказья и дно Черного, Азовского и Каспийского мо-
рей. Вулканогенно-осадочные толщи этого возраста бронируют значи-
тельные пространства Малого и некоторые районы Большого Кавказа.
Континентальные образования выстилают днища и частично склоны
речных долин и отдельных депрессий внутри горных сооружений, а на
остальной, большей, части их площади распространены формы дену-
дационного рельефа, целиком выработанные в неогеновое и четвертич-
ное время. Определение геологического возраста и правильное страти-
графическое сопоставление этих отложений, анализ условий залегания
и выяснение их генезиса, а также установление происхождения и воз-
раста различных генераций форм рельефа, коррелятных тем или иным
4J
комплексам неоген-четвертичных отложений — являются важнейшими
средствами расшифровки неотектоники и новейшей геологической исто-
рии Кавказа.
Естественно, что данные изучения неоген-четвертичных образований
были широко использованы в нашем исследовании. Однако объем пуб-
ликуемой монографии не дает возможности привести в ней хотя бы
сжатую характеристику верхнеплиоценовых, плиоценовых и четвертич-
ных отложений. Читателей, интересующихся этими вопросами, я вы-
нужден отослать к написанным мной разделам «Средний и верхний
миоцен», «Плиоцен» и «Антропоген» в книге Е. Е. Милановского и
В. Е. Хайна «Геологическое строение Кавказа» (1962), а также к ра-
ботам автора «Основные черты истории плиоценового и антропогено-
вого вулканизма Кавказа» (1961) и «Основные вопросы истории древ-
него оледенения Центрального Кавказа» (1966). Здесь же я ограни-
чусь лишь некоторыми самыми краткими замечаниями, касающимися
стратиграфического расчленения, распространения, корреляции и ус-
ловий формирования позднекайнозойских образований, начиная с сар-
мата.
Проведение ряда важнейших стратиграфических границ между под-
разделениями позднего кайнозоя является предметом острой дискуссии.
К числу спорных границ относятся прежде всего границы миоцена с
плиоценом и плиоцена (и неогена в целом) с антропогеном (четвертич-
ной системой). Согласно традиции, закрепленной решениями совещания
по стратиграфии неогена юга СССР (1956), инструкциями по государ-
ственной геологической съемке и т. д., первая из этих границ на юге
Европейской части СССР проводится между мэотическим и понтиче-
ским ярусами, а вторая — между апшеронским и бакинским ярусами.
Однако уже давно высказываются мнения о целесообразности пониже-
ния обеих границ. Понижение границы между отделами неогена до
кровли сармата, предлагаемое Б. П. Жижченко (1958), сделало бы эту
границу в пределах Кавказской области более естественной, а прове-
дение ее — более удобным и легким. Она отвечала бы важному рубежу
в развитии Понто-Каспийского бассейна и почти совпала бы с началом
неотектонической стадии истории Кавказа, тогда как ныне ее приходит-
ся проводить в средине единой стадии развития Кавказской области,
а в ряде мест — внутри мощных немых континентальных толщ мэоти-
са — понта, что вызывает ряд затруднений. Границу неогена и чет-
вертичного периода в соответствии с рекомендациями XVIII сессии
Международного геологического конгресса в Лондоне (1948) и после-
дующими решениями конгрессов ИНКВА также следовало бы пони-
зить, включив в четвертичную систему виллафранкские и синхроничные
им калабрийские слои Италии, которые соответствуют, вероятно, акча-
гылу и апшерону Каспийской шкалы, либо какой-то части этого ин-
тервала. Понижение нижней границы антропогена до подошвы акча-
1ыльского яруса в Кавказской области было бы также естественным и
практически удобным, так как переход к акчагылу знаменует начало
крупной стадии в развитии Кавказа и хорошо фиксируется, по крайней
мере, в его восточной и центральной части, вследствие широкого рас-
пространения акчагыльской трансгрессии и связанного с ней явления
подпруживания речных долин Каспийского бассейна. Исследованиями
А. Н. Храмова (1963) в Азербайджане и Туркмении установлено, что
к границе среднего и верхнего плиоцена (продуктивной толщи и ак-
чагыльского яруса) приурочена предпоследняя инверсия магнитного
поля Земли (последняя инверсия по тем же данным отвечает границе
среднего и верхнего апшерона и произошла около 1 млн. лет тому на-
зад). Это обстоятельство, по мере развития палеомагнитных исследова-
ний, несомненно, облегчит прослеживание границы среднего и поздне-
го плиоцена не только на всей территории Кавказской области, но и
42
в других областях. Уверенное прослеживание ее в Черноморской об-
ласти пока затрудняется недостаточной ясностью положения куяль-
ницкого «яруса» Черноморского бассейна относительно стратиграфиче-
ских подразделений Каспия. Палеоклиматические данные указывают
на значительное похолодание при переходе от киммерия к куяльнику
(П. А. Мчедлишвили, И. И. Шатилова), что дает основание сопостав-
лять последний с акчагылом.
Однако мы пока воздержимся от изменения принятого для Кавказа
положения обеих указанных стратиграфических границ по следующим
причинам. Во-первых, подразделение на единицы такого высокого ран-
га, как системы и отделы,— должно опираться на выделение общих
для огромных территорий земного шара рубежей в развитии органиче-
ского мира или физико-географической среды (в частности, на уста-
новление общепланетарных изменений климата), а не на особенности
развития отдельных регионов. С этой точки зрения, ссылка Б. П. Жи-
жченко (1958) на мощную вспышку вулканизма на Кавказе в акчагы-
ле — апшероне, как один из аргументов в пользу понижения границы
антропогена до подошвы акчагыла — представляется неубедительной.
Во-вторых, применение некоторыми исследователями новой понижен-
ной (при этом до разных уровней!) границы антропогена и соответ-
ственно нового содержания и наименований для подразделений антро-
погеновой системы приводит к путанице и недоразумениям, так как в
одинаковые термины разными авторами вкладывается совершенно раз-
личное содержание. В-третьих, изменение обеих указанных границ,
по-разному проводимых в разных странах и районах, целесообразно про-
извести лишь таким образом, чтобы вновь принятые границы повсемест-
но по возможности точно отвечали бы единым стратиграфическим ру-
бежам. А для этого необходима разработка гораздо более детальной
и обоснованной корреляции стратиграфической шкалы неогена и антро-
погена Понто-Каспийской области с региональными стратиграфически-
ми схемами для других областей, в частности Западной Европы, чем
та, которой мы располагаем в настоящее время. Исходя из сказанного,
нам кажется преждевременным, до принятия решения, обязательного
для всех советских геологов и для всей территории Союза, изменять
представления об объеме и границах плиоцена и антропогена, которые
исторически сложились при изучении Кавказской области, хотя мы и
признаем несомненную условность принятых в настоящее время страти-
графических рубежей.
Расчленение неогена и антропогена Кавказа в основном произво-
дится по региональной схеме, разработанной для морских отложений
Черноморско-Каспийской области. Для отложений верхнего миоцена
и нижнего плиоцена в Черноморском и Каспийском бассейнах имеются
общие стратиграфические подразделения в ранге ярусов (сарматский,
мэотический, понтический), подъярусов и даже горизонтов, поскольку
в течение этого времени между обоими бассейнами существовала устой-
чивая связь через Предкавказье. В дальнейшем, в течение среднего,
позднего плиоцена и антропогена Каспийский и Черноморский бассей-
ны представляли собой замкнутые или полуизолированные впадины,
связь между которыми (за исключением отдельных моментов) отсут-
ствовала. Поэтому для отложений среднего плиоцена — антропогена
каждого из этих бассейнов разработаны свои собственные стратигра-
фические схемы. Лишь некоторые горизонты «Черноморской» и «Кас-
пийской» схем (например, бакинские и чаудинские отложения нижнего
плейстоцена) сопоставляются между собой более или менее надежно;
в целом же послепонтические отложения Эвксина и Каспия резко раз-
личны по своей фауне и по режиму колебаний солености и уровня во-
доемов во время накопления соответствующих осадков и параллели-
зуются с большим трудом. Не меньшие трудности вызывает сопоставле-
43
Система
Таблица I
Стратиграфическое подразделение и характерные окаменелости неогена Понто-Каспийской области
Отделы	С §	Азово-Черноморский бассейн					Каспийский бассейн		
		Ярусы, подъярусы, горизонты, слои		Характерные представители фауны			Ярусы, подъярусы, горизонт		Характерные представители фауны
Плиоцен	Верхний	Гурийские слои		Didacna digressa Li v., D- gi- riana L i v., D. pavlovi L i v.	Танаис- ские, красно- дарские слои	Unio start M. H о е г п., U. maximus Р е п е с к е, Dreissensia ро- lymorpha Pall., Apsche- ronia propinqua Eichw,	Апшеронскин ярус	верхний средний	Apscheronia propinqua Е i с h w., A. raricostata S j o- egr., Monodacna pl. sp.. Dreis- sensia rostriformis Desh., D. polymorp/ta Pall.
								нижний	Dreisensia pl. sp., Apscheronia raricostata Sjoegr., Limnaea
		(?)	Таманские слои	Mactra subcaspia An dr., Cardium ex gr. dombra A n d r.			Акчагыль- ский ярус	верхний	Avicardium pl. sp., Avimactra pl. sp.
		Куяльницкий ярус		Dreissensia theodori A n d r., var cu- banica К r e s t., D. rostriformis Desh.. Prosodacna kujalnicensis A n dr., P. sub- kujalnicensis К r e s t.				нижний	Mactra (Avimactra) subcaspia An d r., M. carabugasica A n d r., Cardium dombra An dr.
							Балаханский ярус (про- дуктивная толща)		Unio jassamalensis Bog., Pla- norbis corneus var. mantelli Dun k., Limnaea armanensis T о u 1 e t.
	Средний								
		Киммерийский ярус		Dreissensia theodori An dr., D. rostri- formis Desh., D. iniquivalvis Desh., Didacna crassatellata Desh., Limnocar- dium squamulosum Desh.					
	Нижний	Понтический ярус	Босфорский горизонт (верх- ний)	Paradacna abichi R. H о e r n., Didac- na incerta Des h., D. planicostatd Des h., Dreissensia anisoconcha A n d r.			Бабаджанский' (верхний) горизонт		Monodacna babajanica An dr., Didacna depereti A n d r., D. las- karevi A n dr., D. pireagatica An dr., Cardium negativum A n d r.
			Средний гори- зонт	Congeria subromboidea An dr., C sub- carinata Desh.			Шемахинский (средний) горизонт		Paradacna abichi R. H о e r n. Valenciennesia annulata Rouss., Chartoconcha bayerni R. H о e r n.
			Новороссийский горизонт (нижний)	Limnocardium odessae Barb., Didacna novorossica Barb., Monodacna pseudocatillus Barb., Pro- sodacna litoralis Eichw., Dreissensia simplex Barb., Paradacna abichi R. H о e r n.					
1	Неоге	Миоцен	Верхний	Мэотический ярус		Тмутараканский горизонт	Congeria subnovorossica О s s a u 1., Congeria panticapea Andr., Syndesmya tellinoides Sins., Hyd- robia paniticapea Andr.
					Багеровский горизонт	Venerupus abichi Andr., Dosinis maeotica An dr., Modiola volyntca Eichw. var. minor An dr., Cardium mithr datis Andr., Ervilia minuta Sins., Syndesmya tellinoides Sins.
			Сарматский ярус	Верхний подъярус	Капканский горизонт	Membranipora, Hydrobia
					Херсонский горизонт	Mactra caspia Eichw,, M. bulgarica Tо u 1 a, M. crassicolis Sins., M. nalivkini Koles., So- len- sp.
					Ростовский горизонт	Mactra naviculata В a i 1 y.
				Средний подъярус	Слои с типич- ной среднесар- матской фау- ной	Mactra fabreana d’Orb., M. vitaliana d’Orb., Cardium fittoni d’Orb., Tapes gregatius (P a r t s c h.j G о 1 d f.
					Криптомактро- вые слои	Cryptomactra pes-anseris Andr,, Glbbula urupensis Usp., Tapes naviculatus (R. Hoern.) Andr.
				Нижний подъярус	Волынский горизонт	Mactra eichwaldi L a s k., M. andrussovi Koles., Ervilia dissita L a s k., E. podolica. Eichw. Syndesinya reflexa Eichw., Tapes vitalianus d’Orb.
		Средний	Тортонский ярус		Конкский гори- зонт	
					Караганский горизонт	
					Чокракский горизонт	
					Тарханский горизонт	
		Нижний	Гельветский ярус		Верхняя часть майкопской серии	
			Бурдигальский ярус			
			Аквитанский ярус			
Таблица 2
Схема стратиграфического сопоставления важнейших континентальных толщ верхнего миоцена и плиоцена
Система	Отдел		Ярусы и горизонты			Западное Предкавказье		Восточное Предкавказье	Центральная часть север- ного склона Большого Кавказа	Восточное окончание Большого Кавказа и восточная часть Курин- ской впадины	
			Черноморский бассейн		Каспийский бассейн						
Неогеновая	Плиоцен	Верхний	Гурийский горизонт		Апшеронский ярус	Скифская толща (краснобурые пес- ки и суглинки)			Извержения в Эль- брусской области	Кусар- ская с с и га	Апшерон- ские отло- жения
						Танаисские слои		Свита «верхних конгломератов» = эльхотовская ту- фогенная свита= св. рухсдзуар	Моренная толща Чегем- ского оледенения		
						«Надпонтическая» континентальная			Вулканические толщи нескольких фаз изверже- ний в Эльбрусской и Казбекской областях		
						толща				Акчагыльские отложе- ния	
			Таманский горизонт		Акчагыльскпй ярус	Куяль- ницкие от- ложения	—				
									Отложения Эльб- русского оледенения		
			КуЯЛЬНИЦ! ярус	ИЙ кий							
		Средний	Киммерийс ярус		Еалаханский ярус (продук- тивная толща)	Кимме- рийские от- ложения		—	-	Продуктивная толща	
		Ниж- ний	Понтический ярус			Морские и лагунные отложения	Армавирская свита	Свита «нижних конгломератов» (лысогорская сви- та) Морские отло- жения	—	Морские отложения	
	Миоцен 1			Верхний	Мэогический ярус							Морские отложения	
			Сармат- ский ярус	Верхний сармат						Морские отложения	
				Средний сармат		Морские отло- жения					
				Нижний сармат							
Продолжение табл 2
Средняя часть Куринской впадины		Западная часть Курин- ской впа- даны	Малый Кавказ				Абсолют- ный воз- раст, млн. лет	Магнит- ное поле Земли
			Ахалкалакское нагорье	Армянское нагорье				
Алазан- ская серия	Апшерон- ские отло- жения	Базалетская свита	Абул-Самсарская свита кислых лав Цалкинская свита (ба- зальты и озерные отло- жения)	Толщи покровных галечников высоких наклонных террас			0,4—0,5 0,8-1,0 2,5-3,0 10-12?	+
				Озерные отло- жения Севанского, Араксннского, Ле- нинаканского, Си- сианского бассей- нов	Вулканические и вул- каногенно-осадочные толщи			—
	Акчагыль- ские отло- жения							
—		—	(?) Годердзская вулкано- генная свита	(?)	—			+
								—
								+
									—	
Ширакская свита		Душетская свита		Озерные отложе- ния Севанского бассейна	Вохча- бердская вулканоген- ная свита н ее аналоги	Угленос- ные толщи Мегри, Джаджура		
								+
								
								
Эльдарская свита		^\Нацхорская ^^.свита		Морские и ла-	«Белесоватая» туфо- генная свита и ее аналоги			
Морские отложения		Морские отло- жения	(?)	гунные отложения			14,5	
ние с отложениями этих бассейнов и между собой континентальных
осадочных и вулканогенных образований Большого и Малого Кавказа,
предгорных и межгорных депрессий.
Поскольку большая часть Кавказской области относится к бассей-
ну Каспийского моря и позднеплиоценовые и антропогеновые транс-
грессии и регрессии Каспийского водоема (в отличие от Черноморско-
го) неоднократно распространялись на огромных площадях восточной
половины Кавказа, оказывая резкое влияние на ход процессов дену-
дации и аккумуляции в пределах Кавказской суши, постольку в основу
расчленения плиоцена и антропогена всего Кавказа должна быть по-
ложена именно «Каспийская» стратиграфическая схема, и с нею, как
региональной стратиграфической и хронологической шкалой, должны
по возможности сопоставляться морские отложения Черноморского бас-
сейна, а также континентальные образования Большого и Малого Кав-
каза и обрамляющих их депрессий. Через стратиграфию плиоцена и
антропогена Каспия, отразившего в своих трансгрессиях и регрессиях
историю неоднократных оледенений и межледниковий Русской равни-
ны, Кавказа и Средней Азии, можно попытаться увязать стратигра-
фию антропогена этих областей. К сожалению, стратиграфическая
корреляция плиоценовых и антропогеновых отложений Эвксина, Кас-
пия и Горного Кавказа между собой и всех их —с основными разреза-
ми Западной Евразии далеко не может считаться надежно установлен-
ной и во многом является проблематичной и спорной, что существенно
затрудняет возможность точной синхронизации и общей датировки гео-
логических событий новейшей истории разных районов Кавказской об-
ласти и смежных территорий. Принимаемые нами рабочие схемы рас-
членения и сопоставления верхнего миоцена, плиоцена и антропогена
Кавказской области даны в табл. 1, 2.
Неогеновая система
Верхний миоцен
Сарматский ярус
Нижне- и среднесарматские отложения Понто-Каспийского бассей-
на исключительно широко распространены почти на всей территории
Предкавказья, Закавказской депрессии, в Среднеараксинском прогибе,
а также в некоторых районах Большого (Рача-Лечхумский прогиб) и
Малого Кавказа (Ереванская и Севанская впадины). Они характери-
зуются почти повсеместно тонкообломочным (песчано-алеврито-глинис-
тым) и частично карбонатным составом (ракушники, мергели) и пред-
ставляют типичные осадки нижней молассы. Лишь у самого края Боль-
шого Кавказа кое-где (Ингушетия, Рача-Лечхумский прогиб, перифери-
ческие участки Рионской и Карталинской впадины) появляются прослои
конгломератов. Суммарная мощность нижнего и среднего сармата в
Кубанском прогибе не превышают 0,5 км, а в Терском — 0,5—1 км,
быстро уменьшаясь к северу, а также на Ставрополье. В Закавказской
депрессии мощности колеблются в более широких пределах, достигая
наибольших величин в средней части Куринской впадины (до 1,5 км)
и в Гурии (до 2,5 км). Своеобразны в фациальном отношении тортон-
ские и сарматские отложения Нахичеванской, Араратской (Октемберян-
ской) Ереванской и Севанской впадин Малого Кавказа, накапливав-
шиеся в разветвленной системе полуизолированных лагун, проливов и
озерных водоемов, периодически испытывавших то сильнейшее осоло-
нение, приводившее к выпадению гипсов и солей, то подвергавшихся
48
опреснению и даже заболачивавшихся. Колебания солевого режима в
этих впадинах были, по-видимому, асинхронны. К сожалению, деталь-
ное стратиграфическое расчленение, позволяющее четко выделить в раз-
резе этих толщ отложения нижнего — среднего сармата (0,4—0,7 км),
имеется пока лишь для Нахичеванской впадины.
Верхнесарматские отложения на обширных пространствах отли-
чаются от нижне- и среднесарматских заметным погрубением состава,
особенно резко выраженным по периферии Большого и в меньшей ме-
ре — Малого Кавказа. Хотя верхний сармат нередко залегает на ни-
жележащих отложениях трансгрессивно, а иногда даже с некоторым
угловым несогласием, он покрывает в общем несколько меньшую пло-
щадь, чем средний и особенно нижний сармат. В частности, верхнесар-
матские отложения, по-видимому, первично отсутствуют на большей
части Ставропольского поднятия, в Рача-Лечхумском прогибе и на
Дзирульском выступе. На некоторых участках Западно-Кубанского,
Терского краевых прогибов, Апшероно-Кобыстанской области продол-
жается накопление относительно глубоководных глинистых осадков,
местами с прослоями мергелей и доломитов (главным образом, в пер-
вой половине позднего сармата), но в целом резко возрастает, особен-
но во второй половине верхнего сармата роль мелководных — песча-
ных, ракушниковых фаций, а по периферии Большого и Малого Кавка-
за и на участках краевых и межгорных прогибов, прилегающих к зоне
Транскавказского поперечного поднятия, они фациально замещаются и
перекрываются континентальными — аллювиально-пролювиальными,
дельтовыми, озерными осадками -— конгломератами, песчаниками, глина-
ми, суглинками (низы армавирской свиты в Восточно-Кубанском про-
гибе, низы лысогорской свиты в юго-западной части Терского прогиба,
нацхорская свита в западной и эльдарская — в средней части Курин-
ской впадины и т. п.). Эти факты явно свидетельствуют о значительном
возрастании темпа воздымания и расширении площади поднятий в пре-
делах Большого и Малого Кавказа и зоны Транскавказского попереч-
ного поднятия. Связь Рионского и Куринского прогибов полностью раз-
рывается, а связь Кубанского и Терско-Каспийского сохраняется лишь
к северу от Ставрополья. Однообразная фауна мактр указывает, по-
видимому, на сильное опреснение на всем протяжении обширного, при-
чудливо разветвленного верхнесарматского внутриконтинентального
бассейна. Максимальное опреснение в самом конце сармата привело
к почти полному вымиранию фауны, которого избежали лишь единич-
ные эвригалинные виды. К этому моменту относится образование
мшанковых биогермных известняков и глин, наиболее характерных для
Керченско-Таманской области (капканский горизонт).
В некоторых внутренних районах Малого Кавказа к верхнему сар-
мату принадлежат нижние горизонты мощных миоплиоценовых вул-
каногенных толщ Ахалкалакского и Армянского нагорий, в частности,
пачки туфов и туфобрекчий трахилипаритового состава и некоторые
потоки базальтовых и андезитовых лав. В осадочных верхнесарматских
толщах Куринского прогиба присутствуют стратиграфически эквива-
лентные им прослои пеплов, что указывает на активизацию вулканиче-
ской деятельности в позднесарматское время.
Мощности верхнесарматских отложений в ряде районов превышают
таковые нижнего и среднего сармата. Так, в Терском прогибе они дос-
тигают 1—1,2 км, в Среднекуринском—0,5—1 км, в Верхнекурин-
ском — 1—1,5 км. В других прогибах они измеряются несколькими сот-
нями метров.
4 0731
49
Верхний миоцен и нижний плиоцен*
Мэотический и понтический ярусы
Площадь распространения отложений мэотиса и особенно понта
в целом уступает площади развития сармата; в частности, эти отложе-
ния отсутствуют на большей части Ставропольского поднятия, в вос-
точной части Восточно-Кубанского прогиба, на значительных участках
Терского и Кусарского прогибов, в Предталышском и Среднеараксин-
ском прогибах. Сравнительно узкую зону покрывают они в Куринской
впадине. В некоторых районах (Восточное Предкавказье, Апшероно-
Кобыстанская зона и пр.) отсутствие понтических отложений или их
маломощность в большой мере обусловлены глубоким среднеплиоцено-
вым размывом. Вместе с тем, в Центральной части Рионской впадины
и в пределах вулканических нагорий Малого Кавказа образования мэо-
тиса и понта распространены шире сарматских и трансгрессивно нале-
гают на домиоценовые отложения.
Для мэотиса и понта характерно дальнейшее сокращение зон раз-
вития морских отложений, причем они представлены главным образом
мелководными осадками — песками, ракушниками, песчанистыми гли-
нами. Значительно реже (например, в Апшероно-Кобыстанской зоне)
встречаются относительно глубоководные осадки (глины с прослоями
диатомитов, мергелей, доломитов). Еще больше, чем в верхнем сармате,
возрастает роль континентальных — дельтовых, аллювиальных, пролю-
виальных, озерных отложений, выраженных толщами конгломератов,
песчаников, глин, суглинков и пр. Внутри этих толщ, как правило, не-
возможно уверенно провести границу мэотиса и понта. Таковы арма-
вирская свита и одновозрастные ей континентальные толщи Восточно-
Кубанского прогиба, лысогорская свита в юго-западной краевой части
Терского прогиба, душетская свита в Верхнекуринской и ширакская
свита в Среднекуринской впадине.
Мощности мэотиса и понта соответственно достигают в Западно-
Кубанском прогибе 0,2—0,35 км и 0,5—0,8 км, в Терском — 0,5—0,9 км
и 0—0,1 км (результат последующего размыва), в Кусарском — 0,5—
0,7 км (только понт), в Кобыстане — 0,2—0,5 км и 0,5—1 км, в Средне-
куринском— 1,5—2,5 км, в Верхнекуринском— 1—2 км, в Рионском—
до 0,5—1 км и до 0,7 — 1 км.
В ряде районов Кавказа в мэотис — понте отмечается дальнейшая
активизация магматизма. Его проявления известны на северной пери-
ферии Большого Кавказа (субвулканические тела трахилипаритов Ми-
нераловодского района), на его южной периферии и в прилегающих
районах западной части Закавказской межгорной зоны (базальтовые
лавы и субвулканические тела Чиатури, Цхинвали, в Рача-Лечхумском
прогибе и пр.), но ниболее грандиозные субаэральные извержения про-
исходили на Малом Кавказе. Их продукты выражены толщами лав и
пирокластолитов (туфы, лахаровые брекчии) преимущественно андези-
тового, реже более кислого и основного состава мощностью до многих
сотен метров (годердзская свита на Ахалкалакском нагорье, вохча-
бердская, биченагская свиты — на Армянском нагорье). В Севанской
и некоторых других внутригорных депрессиях, смежных с районами
извержений, вулканические образования фациально замещаются туфо-
генно-осадочными аллювиально-озерными образованиями (глины, диа-
томиты, пески, галечники, пепло-пемзовые накопления).
* Отложения верхнего сармата, мэотиса и понта мы в дальнейшем для краткости
нередко будем называть миоплиоценовыми, а эпоху их накопления — миоплиоценом.
50
Средний плиоцен
Среднеплиоценовые отложения занимают на Кавказе значительно
меньшую площадь, чем нижнеплиоценовые, и связаны с двумя изолиро-
ванными бассейнами, связь между которыми полностью прервалась в
конце понта. К среднему плиоцену мы относим в Каспийском бассейне
так называемую продуктивную (балаханскую) толщу, а в Черномор-
ской— киммерийский ярус. Эта эпоха характеризуется в Черноморско-
Каспийской области более теплым (в Причерноморье — субтропичес-
ким) климатом, чем климат понтического и особенно позднеплиоценово-
го времени. Среднему плиоцену, по данным исследований А. П. Храмо-
ва (1963), в Азербайджане и Туркмении отвечают многократные (до
8 раз) обращения магнитного поля Земли.
В начале среднего плиоцена произошла огромная регрессия Кас-
пийского водоема до границ современной котловины Южного Каспия,
сопровождавшаяся резким падением его уровня до —0,5 —0,6 км и
вызвавшая весьма глубокое врезание речных долин Каспийского бас-
сейна — палео-Волги, палео-Урала, палео-Аму-Дарьи с палео-Мурга-
бом, речных долин восточной части Большого и Малого Кавказа (Ми-
лановский, 1963; Квасов, 1964). Продуктивная толща трансгрессивно,
а на юго-восточном окончании Большого Кавказа — ингрессивно за-
легает на разных горизонтах третичных отложений, и лишь в осевых
зонах некоторых прогибов согласно перекрывает понт. Она представля-
ет мощный ритмично построенный комплекс серо- и красноцветных
преимущественно песчано-глинистых, озерно-дельтовых отложений, дос-
тигающий на Апшеронском полуострове и Южном Кобыстане 2—3,5 км,
а в более западных районах (Кусарском прогибе и Нижнекуринской
впадине), где присутствуют лишь верхние горизонты продуктивной тол-
щи — 1—2 км. Западная граница ее распространения недостаточно
ясна. К западу от р. Гирдыманчай, в Ширакско-Аджиноурской зоне она,
вероятно, отсутствует, хотя некоторые исследователи параллелизуют
с ней верхи ширакской свиты. За исключением остракод редкие остат-
ки фауны (пресноводные моллюски) присутствуют лишь в прибрежно-
дельтовых осадках верхов продуктивной толщи. Они не могут ни дати-
ровать ее возраст, ни характеризовать солевой режим центральной час-
ти бассейна. Анализ терригенных компонентов осадков показывает, что
обломочный материал приносился в бассейн не только с Большого и
Малого Кавказа, но также с севера и северо-востока — по-видимому,
с предполагаемой «Среднекаспийской суши» и с Русской равнины
(дельта палео-Волги достигала Апшеронского полуострова); возможен
также снос с юго-востока, с гипотетического субширотного поднятия,
отделявшего бассейн продуктивной толщи от Предэльбурсского проги-
ба. В последнюю фазу существования Балаханского озера в результа-
те начавшегося опускания дна Среднего Каспия поступление терриген-
ного материала с севера прекращается, устье Волги отступает далеко
на север, и ее долина оказывается подтопленной вплоть до Среднего
Поволжья (накопление кинельской озерной толщи).
В Восточном Предкавказье достоверные среднеплиоценовые отло-
жения отсутствуют. Лежащая под морским акчагылом так называемая
терская свита, скорее всего, представляет осадки низов акчагыла.
В Центральном Предкавказье к среднему плиоцену можно пред-
положительно отнести аллювиальные отложения Косякинского карьера
под Ставрополем и карьера Дор-Урс под Армавиром, заключающие
остатки многочисленных млекопитающих руссильонского (молдавского,
по Л. И. Алексеевой) фаунистического комплекса, обитавших в усло-
виях субтропического ландшафта (И. К. Верещагин).
В Черноморском бассейне — на Тамани, в Западно-Кубанском и
Рионском прогибах средний плиоцен трансгрессивно лежит на понте
4*
51
и выражен солоноватоводными осадками киммерийского яруса — гли-
нами, ракушниками, железистыми песчаниками, местами конгломера-
тами и оолитовыми железными рудами, мощностью от 100 до 800 м.
Повышенные концентрации железа (вплоть до рудных) связаны, по-ви-
димому, с латеритным выветриванием в области Кавказской суши.
В Западно-Кубанском прогибе солоноватоводные осадки киммерия
вверх по разрезу и к востоку замещаются континентальными.
Своеобразная фауна моллюсков, включающая ряд крупных форм,
а также макрофлористические и пыльцевые остатки, описанные из ким-
мерийских отложений Рионской впадины (И. И. Шатилова, П. А. Мче-
длишвили и др.), свидетельствуют о жарком и влажном субтропичес-
ком климате, резко изменившемся на границе с куяльником. В Мегре-
лии выше понта несогласно залегает континентальная красноцветная
колхидская серия (читадихская свита Е. Н. Бахания), сложенная
конгломератами, песчаниками и суглинками (до 160 м). Она принадле-
жит среднему и (или?) верхнему плиоцену.
На Большом и Малом Кавказе заведомо среднеплиоценовые отло-
жения не установлены. В их восточных частях этому времени отвечает
глубокий эрозионный врез долин (палео-Баксан, палео-Терек, палео-
Чирахчай, палео-Храми, палео-Дебед, палео-Воротан, палео-Раздан и
др.), впоследствии (в акчагыле) подпруженных и заполненных верхне-
плиоценовыми осадками и вулканическими образованиями. Вулканиче-
ская деятельность на Малом Кавказе в общем заметно ослабевает, од-
нако не исключено отнесение к среднему плиоцену самых поздних чле-
нов «миоплиоценового» вулканогенного комплекса — липарито-обсидиа-
новых экструзивных куполов Арагацкого и Гегамского нагорий, синхро-
ничных им кислых лав и туфов и вышележащих андезитовых покровов
(Эрушетское нагорье, хр. Цахкуняц, Восточно-Севанский хребет), а так-
же некоторых горизонтов озерных отложений Севанской впадины.
Верхний плиоцен
Верхнеплиоценовые образования широко распространены в боль-
шинстве основных зон Кавказа. В Каспийском бассейне они выражены
отложениями акчагыльского и апшеронского ярусов; в восточной части
Черноморского им стратиграфически соответствуют куяльницкие (по
крайней мере, их верхняя часть), таманские и гурийские слои. Переход
к куяльнику и акчагылу (включая в последний терскую свиту Восточ-
ного Предкавказья) знаменуется, по палеоботаническим данным (Ша-
тилова, 1964, 1966; Маслова, 1960), существенным похолоданием. Ак-
чагылу, нижнему и среднему апшерону отвечает последняя эпоха (огра-
ниченная рубежами 2,5 и 1 млн. лет) с обратным положением магнит-
ного поля Земли (Храмов, 1963; Никифорова, 1965). Верхний апшерон
(1—0,5 млн. лет), как и антропоген, характеризуется нормальным по-
ложением магнитного поля.
Отложения акчагыльского яруса накапливались в период самой
большой трансгрессии Каспийского внутриконтинентального водоема,
сменившей эпоху его низкого стояния в среднем плиоцене. Они высти-
лают Прикаспийскую, Терскую, Курннскую депрессии, достигая на
западе окрестностей Пятигорска и Тбилиси, глубоко ингрессируют в
долины палео-Волги (палео-Камы), палео-Урала, палео-Аму-Дарьи и
проникают (через Манычский пролив?) в пределы современного Азов-
ского моря и Таманского полуострова, где лежат на куяльницких отло-
жениях. «Морские» акчагыльские осадки представлены обычно глина-
ми с прослоями песчаников и ракушников мощностью от первых сотен
метров (например, в Апшероно-Кобыстанской зоне) до 0,5—0,8 км в
Терском и Кусарском прогибах и даже до 1 —1,5 км в Куринской впа-
дине. Для них характерна довольно богатая, своеобразная фауна
52
моллюсков, полностью отсутствующая в отложениях продуктивной тол-
щи. Некоторые исследователи пытаются связывать ее появление с про-
никновением в Каспийский водоем из какого-то открытого морского или
океанического бассейна; более вероятно, однако, ее расселение из неко-
его реликтового водоема — убежища («азиля»), где она сохранялась, по-
степенно эволюционируя, скорее всего, со среднего сармата (судя по
близости родового состава этих фаун). Поиски этого «азиля» были, од-
нако, пока безрезультатными. Мне кажется наиболее вероятным пред-
полагать его существование в самой южной части нынешнего Каспия,
в Предэльбурском прогибе, который с позднего сармата до начала ак-
чагыла мог отделяться барьером от основной части Каспийского водое-
ма (см. часть IV).
Апшеронские отложения, отвечающие новой, несколько меньшей
трансгрессии Каспия, распространены примерно в тех же районах, что
и акчагыльские, и представлены песчано-глинистыми осадками. Мощ-
ность их колеблется от первых сотен метров до 0,5—1 км в Терском,
Кусарском и Среднекуринском прогибах и даже до 1—5 км в Восточ-
ном Азербайджане, а общая мощность акчагыла и апшерона в Кусар-
ском и Куринском прогибах достигает 2—3 км.
В юго-западной части Терского прогиба, на периферии Большого
Кавказа морские отложения верхнего плиоцена замещаются мощной
(до I км) аллювиально-пролювиальной грубообломочной туфогенно-
осадочной толщей рухс-дзуар, сложенной конгломератами, туфоконгло-
мератами, туфобрекчиями, туфопесчаниками, пемзами, пеплами пре-
имущественно андезито-дацитового состава. Она накапливалась в про-
цессе мощных наземных извержений в Казбекской вулканической об-
ласти. В Кусарском и западной части Куринского прогиба морские
апшеронские и, отчасти, акчагыльские осадки замещаются континен-
тальными образованиями, более грубообломочными по периферии Боль-
шого Кавказа (кусарская свита, алазанская серия).
В самой западной части Кубанского прогиба низы верхнего плио-
цена выражены солоноватоводными песчано-глинистыми осадками ку-
яльницкого «яруса» (100—500 м). К востоку они фациально замещают-
ся и перекрываются пресноводными и континентальными (лиманными,
дельтовыми, аллювиальными) осадками мощностью до нескольких со-
тен метров. Разрез верхнего плиоцена нередко заканчивается маломощ-
ными пестроцветными скифскими глинами с прослоями песка и галеч-
ника. К верхам плиоцена относятся также древнейшие террасы Кубани
и Подкумка, содержащие остатки хоботных.
На Тамани на куяльницких или несогласно на более древних слоях
залегают маломощные мелководные осадки таманского горизонта с
верхне- (?) акчагыльской фауной. Однако южнее, в область нынешнего
Черного моря акчагыльская трансгрессия, очевидно, не проникала,
о чем говорит согласное или трансгрессивное залегание на песчано-
глинистых осадках куяльника (50—100 м) в Рионской впадине анало-
гичных по составу или несколько более грубых осадков гурийского го-
ризонта (50—300 м), фауна которого несет черты преемственности от
куяльницкой, но не имеет ничего общего с акчагыльской. На прилегаю-
щем к Большому Кавказу участке Рионской впадины, в Мегрелии,
верхнему плиоцену вероятно отвечает накопление грубообломочной
пестроцветной континентальной колхидской серии (или ее части).
В центральной части северного склона Большого Кавказа верхнему
плиоцену принадлежат наземный лаво-игнимбритовый вулканогенный
комплекс Эльбрусской области липаритового и липарито-дацитового со-
става (Эльбрус, Верхнечегемское нагорье, Нижнечегемский вулканиче-
ский район и пр.), а также андезито-дацитовый лаво-пирокластический
комплекс Казбекской вулканической области, нынче почти целиком раз-
мытый (за исключением его предгорного туфогенно-обломочного шлей-
53
Таблица 3
Рабочая схема корреляции четвертичных и верхнеплиоиеновых отложений Кавказа, Черноморского, Каспийского бассейнов и Русской равнины
Возраст	Азово-Черноморский бассейн (по П. В. Федорову)	Большой Кавказ		Малый Кавказ		Каспийский бассейн (по П. В. Федорову)	Предполагаемое сопо- ставление с Русской равниной (по А. И. Мо- сквитину с изменения- ми для Qj и N|)		Предполагаемое сопоставление с Альпами
		Оледенения	Вулка- низм в Эльбрус- ской и Казбек- ской об- ластях	Оледене- ния	Вул- ка- низм				
Hanoiroj		Стадия (17—19 вв.)	—	—	—	Современные слои	Послеледниковое время				Стадия Фернау (17—19 вв.)
	Современные слои Нимфейская терраса (1,5 тыс. лет т. н,, трансгрессия)	Отступание							—
	Фанагорийская регрессия (2,5—2 тыс. лет тому назад)	Историческая стадия 2,5—2 тыс. лет тому назад	Послед- ние вспышки вулка- низма q4		Последние вспышки вулканизма Q4	Новокаспийская терраса с Cardium edule L., Didacna crassa E i c h w., D. trigonoides Pall. (отн. выс. 6 л) 2,5—2 тыс. лет тому назад		Ухудшение кли- мата — горное оле- денение в Сканди- навии (2,5—2 тыс. лет тому назад)	Стадия Эгес- сен
	Новочерноморская терра- са 4—5 м (3—4 тыс. лет т. н.): Cardium edule L., Ve- nus gallina L., Nassa reticu- lata L. и др. Древнечерноморские слои: Cardium edule L., Mactra subtruncata Dacosta, My- tilus galloprovincialis Lam.	Последние ста- дии отступания		Послед- ние ста- дии от- ступания		Мангышлакские континен- тальные слои (регрессия)		Послеледнико- вый климатический оптимум (9—3 тыс. лет тому назад)	Несколько стадий послед- него оледенения
									
Верхний плейстоцен Q3	|	Новоэвксинские слои (на дне): Moncdacna pontica Е i с h w ., Didacna moribun- da And r., Dreissensia dis- tinct a An dr., D. poly- morpha Pall. Регрессия	Стадии отступа- ния 11 фаза безин- гийского оледене- ния	Вспыш- ка вулка- низма Q2	Стадии отступа- ния	Вспышки Q3	I	Хвалынский «ярус»	Верхнехвалынскии го- ризонт (трансгрессия, тер- раса) с Didacna trigonoi- des Pal 1., D. baeri G г i m., D. praetrigonoi- des N a 1.	Стадии отступания: финская, поморская, валдайская. Осташ- ковское оледенение (20—25 тыс. лет то- му назад)	Стадия отсту- пания II фаза вюрм- ского оледене- ния (бюль)
	су	Сурожские	слон (?)-ниж- ней карангатской террасе	Актопракская фа- за отступания лед- ников Стадия отступа- ния I фаза безин- гийского оледене- ния	Вспыш- ки вулка- низма Q'	Оледене- ние Q3 (фазы не I ыделе- ны)	L Вспышки вулканизма		Енотаевские континен- тальные слои (регрессия)	Молого-шекснин- ское межледниковье	Фаза отступа- ния ледников
		Начало трансгрессии Максимальная регрессия (до 50 м)						Нижнехвалынский го- ризонт (трансгрессия, тер- раса) с D. proiracta Е i с h w., D. cristata Bog., D. parallela Bor. и др.	Стадии отступания Калининское оледе- нение	Главная фаза вюрмского оле- денения
		Карангатские слои (верх- няя карангатская терраса): Cardium tuberculatum L., С. edule L., Tapes calverti New.	Межледниковая эпоха		Межлед- никовая эпоха		Ательские слои континентальные слои (регрессия)		Микулинское меж- ледниковье	Рисс-вюрм- ское межледни- ковье
Средний плейстоцен Q2		Регрессия («среднеэвксин- ский бассейн»)	II фаза оледене- ния Q2 (терского)	Вспыш- ки вулка- низма q2	Оледене- ние Q2 (фазы не выделе- ны)	Вспышки вулканизма Q2	Хазарский «ярус»	1	Верхнехазарский гори- зонт (трансгрессия, тер- раса) с D. surachanica А п d г., D. nalivkini Wass.	Московское оледе- нение	Оледенение рисе II Оледенение рисе I
		Узунларские слои (терра- са) с Didacna nalivkini Wass., Cardium edule L., Aftro ovata Phil.	Краткое меж- ледниковье (?)					Регрессия	Одинцовское меж- ледниковье	
		Древнеэвксинские слои с Didacna nalivkini Wass., D. subpyramidata P г a v., Dreissensia polymorpha Pall, (терраса)	Стадии отступа- ния					Нижнехазарский (гюр- гянский) горизонт (транс- грессия, терраса) с D- sub- pyramidata Р г а V.. D. pallasi Prav., D. na- livkini Wass., D. pa- leotrigonoides Fed.	Днепровское оледе- нение	
		Регрессия?	I фаза оледене- ния Q2 (терского)				(регрессия ?)			
Верхний плиоцен	Нижний плейстоцен Q± Возраст
Азово-Черноморский бассейн (по П. В. Федорову)			Большой Кавказ		Малый Кавказ	
			Оледенения	Вулка- низм в Эльбрус- ской и Казбек- ской об- ластях	Оледене- ния	Вул- ка- низм
Чаудинско-бакинские отложения I	Верхнечаудинские слои (терраса) с Didacna pseu- docrassa Pavl., D. eula- chia Bog. D. rudis N a 1., D. tschaudae Andr., D. pallasi P г a v., Dreissensia ponto- caspia Andr., D. poly- mor pha Pall.		Межледниковая эпоха	Слабая вспышка вулканизма	Межлед- никовая эпоха	Вспышка вулканизма (?)
	Нижнечаудинские слои c Didacna parvula N a 1., D. baeri-crassa Pavl., Dreissensia polymorpha Pall., Poludina		Оледенение Qt элытобинское (м. б, несколько фаз)		Оледене- ние Qt (?)	
Красно-бурые (скифские) глины и суглинки			Глины и суглин- ки	Вспыш- ки вул- канизма	—	
Гурийский горизонт		Танаисские слои	Полупокровное чегемское оледене- ние	Ряд вспы- шек вул- канизма N|	Полупок- ровное оледене- ние	Ряд мощных вспы- шек вулканизма
? Куяльннпкий «ярус»		Таманские слои	Древнейшее гор- ное оледенение? (эльбрусское)			
		—				
Бакинский «ярус»
Каспийский бассейн (по
П. В. Федорову)
Урунджинский горизонт с
D. eulachia В о g., D. ex
gr. nalivkini Wass.
Верхнебакинский гори-
зонт (трансгрессия, тер-
раса): D. rudis N а 1.,
D. carditoides Andr.
Нижнебакинский гори-
зонт (трансгрессия) с D.
catillus Е i с h w„ D. рог-
vula N а 1 (низкий уро-
вень Каспия)
Тюркянская континенталь-
ная свига (регрессия)
Продолжение табл, 3
Предполагаемое сопо-
ставление с Русской
равниной (по А. И. Мо-
сквитину с изменения-
ми для Qj и No)
Лихвинское межлед-
никовье
Березинское оледе-
нение
Борисовское меж-
ледниковье
Предполагаемое
сопоставление
с Альпами
Миндель-рис-
ское межледни-
ковье
Миндельское
оледенение
Апшеронский ярус	Окское оледенение	Гюнцское оледенение
Акчагыльский ярус		Дунайское оледенение
фа — свиты рухс-дзуар). К верхнему плиоцену относятся также морен-
ные образования двух древнейших полупокровных оледенений — эль-
брусского (акчагыл?) и чегемского (апшерон), которые в Эльбрусской
области переслаиваются с эффузивными (Верхний Чегем и пр.) (Мила-
новский, 1961, 1965, 1966).
На Армянском и Ахалкалакском нагорьях Малого Кавказа верх-
ний плиоцен выражен широко распространенными субаэральными
покровами долеритовых базальтов и андезито-базальтов, которые в от-
дельных районах (Абул-Самсарский хребет, вулканические массивы
Арагац, Араилер, Ишихлы) сочетаются и перекрываются более кислы-
ми лавами (андезиты, дациты) и пирокластолитами (горисская свита).
В некоторых внутригорных и межгорных впадинах (Севанская, Ленина-
канская, Воротанская, Акеринская, Араратская) они фациально за-
мещаются озерно-аллювиальными отложениями (глины, диатомиты, пеп-
ло-пемзовые осадки и пр.) и перекрываются флювиогляциальными (?)
галечниками апшеронского яруса. Верхнеплиоценовые вулканогенно-
осадочные образования на Малом Кавказе ложатся на сильно расчле-
ненный в среднем плиоцене эрозионный рельеф и в ряде случаев за-
полняют речные долины, глубина вреза которых почти не уступает, а
иногда даже превышает современную (палео-Храми, палео-Дебед, па-
лео-Раздан, палео-Воротан и др.).
Антропогеновая система
Антропогеновые (четвертичные) отложения распространены на Кав-
казе очень широко и в генетическом отношении весьма разнообразны.
Осадки Каспийского бассейна приурочены к серии цокольных террас
Каспийского побережья Большого Кавказа (от 250 м до нескольких
метров) и в виде мощных толщ (до 0,5—1 км) выполняют восточные
части Терского и Куринского прогибов, переслаиваясь и замещаясь к
западу аллювиальными отложениями бассейнов Терека, Кумы и Куры.
Трансгрессии замкнутого Каспийского водоема (бакинская, хазарские и
хвалынские) отвечают, по-видимому, вторым половинам ледниковых
эпох Русской равнины и Кавказа — периодам мощного стока талых
ледниковых вод, а регрессии Каспия — межледниковьям (периодам силь-
ного испарения) и первым половинам ледниковых эпох (см. табл. 3).
Осадки Черноморского бассейна мощностью 0,5 км выполняют са-
мые западные участки Рионского и Кубанского прогибов, переходя к
востоку в речные отложения, и венчают ряд цокольных террас Черно-
морского побережья Кавказа, значительно более низких (высотой от
100 м до нескольких метров), чем соответствующие террасы Каспий-
ского побережья. Хорошо синхронизируются с каспийскими лишь ниж-
неплейстоценовые отложения Эвксина (чаудинские осадки с бакински-
ми). В дальнейшем, со среднего плейстоцена в связи с восстановлением
ограниченной связи со Средиземным морем и Мировым океаном, эвста-
тические колебания уровня Черного моря приобрели ритм, общий с пос-
ледними. Узунларская, карангатская и черноморская трансгрессии от-
вечают межледниковым и послеледниковой эпохам и асинхронны с
трансгрессиями Каспия; последняя значительная регрессия — новоэвк-
синская — соответствует последней ледниковой эпохе.
На склонах Большого Кавказа развиты континентальные отложе-
ния различных генетических типов (аллювиальные и др.), приурочен-
ные к серии речных террас. Их относительные высоты возрастают
в глубь горной страны (до 300—400 м и более у нижнеплейстоценовых
террас) и быстро снижаются при выходе рек из гор, где в ряде случаев
происходит погружение древних террас под более молодые. В высоко-
горной части Большого Кавказа с аллювием сочетаются флювиогляци-
альные, озерно-ледниковые и моренные отложения, наиболее мощно
57
Таблица 4
Относительные высоты террас и троговых днищ в долинах центральной части северного склона Кавказа (левые притоки р. Терек и р. Подкумок)
№ комп- лексов тер- рас и лед- никовых днищ	Относительные вы- соты (глубины) коренного ложа ледниковых долин в верховьях круп- ных рек	Относитель- ные высоты террас в зо- не предго- рий	Количест- во тер- рас	Террасы Баксана и Малки в предгорьях (по Д. С. Кизевальтеру и автору)	Террасы Подкумка(по Н. И. Никола- еву, 1948 и И. К- Ивановой, 1948)	Возраст
V	+800 +1500 м	18 м	1—2	Вулканогенно-обломочная (бак- сангэсская) толща долины р. Бак- сан	Армянская терраса с Elephas meri- dionalis N е s t i.	Верхний плио- цен (апшерон)
IV	+ 400 + 700 м	100—250 м	1-3	Сармаковская терраса	Лысогорская (Горячеводская) тер- раса. Ее поверхность и уступы обле- каются травертинами с Elephas cj. antiquus F а 1 с.	Нижний плей- стоцен Qi
III	+ 180 +350 м	40-100 м	1—3	Кубинская терраса	Джамгатская терраса	Средний плей- стоцен Qa
IV 11	от +50 4-70 м до —100 —250 м	25—50 м	1—2	Гунделенскаяи Малкинская тер- расы	Пятигорские террасы с Elephas pri- migenius Blum.	Ранний верхний плейстоцен Q1
V I	от 0 до —200 —250 м	от 2—3 м до 20—25 м	3—6	Кызбурунские террасы		Поздний верхний плейстоцен и голо- цен Q2 — Q4 3
Пойма		0,5—2 м	1—2	Поймы и некоторые	наиболее низкие террасы	Голоцен Q4
развитые на северном склоне Кавказа. Помимо двух верхнеплиоценовых
покровных здесь имеются отложения и формы рельефа грех плейсто-
ценовых горно-долинных оледенений — эльтюбинского (нижнеплейсто-
ценового), терского (среднеплейстоценового) и безингийского (верхне-
плейстоценового), из которых второе предположительно, а третье не-
сомненно были выражены двумя крупными самостоятельными фазами
наступания ледников. Днища трогов (ф располагаются на относитель-
ных высотах до 500—600, трогов Q2 — 200—300 м. Относительные вы-
соты днищ трогов Q3 близки к уровню русел современных долин
(см. табл. 4). Отступание ледников последней фазы оледенения Q3 ос-
ложнялось рядом осцилляций, фиксируемых серией (до 7—8) стади-
альных морен. Для крупных троговых долин последнего оледенения ха-
рактерно переуглубление, достигающее иногда 100—250 м. В обеих вул-
канических областях Большого Кавказа — Эльбрусской и Казбек-
ской — имеются разновозрастные продукты четвертичных извержений в
виде лавовых потоков, вулканов и пирокластических накоплений пре-
имущественно андезито-дацитового состава. Среди них различаются
пять генераций: нижнеплейстоценовая (слабые извержения в Казбек-
ской области), среднеплейстоценовая, ранне-верхнеплейстоценовая (са-
мые мощные извержения лав, туфов, а на Эльбрусе и Нижнечегемском
районе — также дацитовых туфолав), поздне-верхнеплейстоценовая
(только в Казбекской области) и голоценовая.
На Малом Кавказе антропогеновые образования пользуются широ-
ким распространением. Внутригорные впадины (Севанская, Ленинакан-
ская, Памбакская и др.) и западная часть Араксинского межгорного
прогиба выполнены толщами аллювиально-озерных отложений (до 200—
300 ж), верхние части которых принадлежат плейстоцену. В долинах
рек распространены аллювиальные отложения, слагающие серию чет-
вертичных террас. В высокогорных частях хребтов и вулканических на-
горий им соответствуют флювиогляциальные, моренные отложения и
формы рельефа верхнеплейстоценового оледенения, а также остатки бо-
лее древних ледниковых отложений и форм, по-видимому, отвечающие
среднеплейстоценовому оледенению. Наземная вулканическая деятель-
ность в антропогене проявлялась в Армянском нагорье и менее широко
в Ахалкалакском нагорье и Триалетском хребте. Нижнеплейстоценовые
вулканические образования развиты незначительно (ранее относившие-
ся к Q1 основные лавы Армении в свете палеомагнитных данных имеют
верхнеплиоценовый возраст). Шире распространены средне- и верхне-
плейстоценовые лавы (преимущественно андезито-базальты), а на вул-
кане Арагац — также дацитовые туфы, игнимбриты, туфолавы, пемзы
и лавы. Последняя генерация лавовых потоков (андезитового состава)
и вулканических конусов на Армянском и Ахалкалакском нагорьях
относится к голоцену.
ГЛАВА III
КРАТКИЙ ОБЗОР
РАЗВИТИЯ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
О НОВЕЙШЕЙ ТЕКТОНИКЕ
КАВКАЗА
Неотектоника (или новейшая тектоника) как особое направление
тектонических исследований впервые оформилась в нашей стране в
конце 30—40-х годах нашего столетия главным образом благодаря
трудам В. А. Обручева, С. С. Шульца и Н. И. Николаева. В 1937 г.
С. С. Шульц в докладе XVII сессии Международного геологического
59
конгресса впервые применил термин «новейшая тектоника» для обоз-
начения тектонических процессов, создавших основные черты совре-
менного рельефа Тянь-Шаня. В 1948 г. В. А. Обручев предложил наз-
вание «неотектоника» для нового раздела геологии, занимающегося изу-
чением самых молодых структур и движений земной коры, происходив-
ших в конце третичного и в четвертичном периоде. В 1949 г. в работе
«Новейшая тектоника СССР» Н. И. Николаев изложил задачи и мето-
ды этого раздела геологической науки, а в монографии 1962 г. подвел
итоги исследованиям в области неотектоники, выполненным, главным
образом, за послевоенные годы. Важное место в становлении и разви-
тии идей и представлений в области неотектоники и разработки ее ме-
тодики принадлежит работам, проводившимся в горных областях юга
СССР, в частности на Кавказе. Исследования, в которых ставились
или затрагивались вопросы тектонического развития Кавказа в поздне-
третичное и четвертичное время, начались уже более 100 лет назад, за-
долго до появления терминов неотектоника и новейшая тектоника. В ис-
тории изучения новейших движений на Кавказе естественно выделяют-
ся три периода: дореволюционный, довоенный и послевоенный.
Дореволюционный период. Обзор истории изучения новейшей текто-
ники Кавказа можно начать с упоминания о труде Ф. Дюбуа де Мон-
пере (1938), который, следуя идеям Гумбольдта и Леопольда-фон-Буха
о «кратерах поднятия», связывал деформации горных пород Кавказа и
образование Кавказских гор с тремя эпохами подъема и активного воз-
действия магмы на верхние горизонты земной коры. Последнюю из них
он относил к концу третичного времени. В середине XIX в. Г. В. Абих
сделал попытку выявить пространственные закономерности, определяю-
щие расположение вулканической цепи и хребтов Закавказья. Он вы-
делил на Кавказе четыре группы хребтов разного направления («оси
поднятий»), причем в единые линии им иногда объединялись вулканы
и хребты невулканического происхождения. В вопросе о происхожде-
нии гор Г. В. Абих придерживался представления Леопольда-фон-Буха
о вулканической природе горных поднятий. Г. В. Абих (1859) рассмат-
ривал горное сооружение Большого Кавказа как огромную антиклиналь
с размытым сводом, южное крыло которой в западной части опрокину-
то к югу, а в восточной — опущено по сбросам под долину р. Куры.
Образование ее он относил к третичному периоду. Таким образом, хо-
тя и в весьма примитивной форме, Г. В. Абих высказал мысль о ре-
шающей роли в морфогенезе основных хребтов и депрессий Кавказа
эндогенного фактора.
По мере проведения более детальных исследований представление
о простом антиклинальном строении Большого Кавказа было заменено
более сложной схемой его антиклинорной структуры; возникновение ее
стали связывать с тангенциальным сжатием в духе господствовавшей
в конце XIX— начале XX в. гипотезы контракции (К- И. Богдано-
вич, Э. Фурнье и др.). В истории складкообразовательных движений
и сопровождавших их поднятий все более выявлялась роль наиболее
молодых этапов, в частности послесарматского (Э. Фурнье, 1896) и пос-
летретичного (И. В. Мушкетов, 1896). Особенно большое значение верх-
ненеогеновых и четвертичных складкообразовательных и вертикальных
движений было установлено при изучении зон периклинального погру-
жения Кавказа, а также Куринской, Терской, Кубанской депрессий
(работы Н. И. Андрусова, Д. В. Голубятникова, К- А. Прокопова и др.).
В ином направлении развивались представления о молодых движе-
ниях в области Малого Кавказа. Первая разработанная концепция
плиоцен-четвертичной тектоники и происхождения основных элементов
рельефа Малого Кавказа и прилегающих частей Турции и Ирана при-
надлежит Ф. Освальду (1912, 1916). Последний различал в истории раз-
вития структуры Армении две главные эпохи: «1) складчатость в раз-
60
личные геологические периоды до миоцена включительно; 2) образова-
ние разломов и глыбовые движения в послемиоценовое время, сопро-
вождаемые гигантской вулканической деятельностью и возникновением
больших озер». Ф. Освальд предполагал также существование широт-
ного разлома, проходящего по южному склону Большого Кавказа, и
меридиональных разломов, идущих через Эльбрус, Казбек и восточнее
Тбилиси. Идеи Ф. Освальда о глыбовом характере новейших тектони-
ческих движений и их определяющей роли в морфогенезе Кавказа ока-
зали большое влияние на многих последующих исследователей и в оп-
ределенной мере сохранили свое значение.
Важнейшим обобщением, создавшим предпосылки для последую-
щих построений в области неотектоники Кавказа, явилась схема гео-
морфологического районирования, предложенная А. Л. Рейнгардом
(1917). В основу ее было положено подразделение геоморфологических
областей на две группы с противоположным характером верхнетретич-
ных и четвертичных тектонических движений — горные области (или
области преобладающей денудации) и периферические области (или
области преобладающей аккумуляции). К первым он отнес Предкав-
казское (Ставропольское) поднятие, «группу складок Кавказских гор»
(поднятие Большого Кавказа — Е. М.), «Армянское нагорье» (подня-
тие Малого Кавказа — Е. М.) и молодые антиклинальные возвышен-
ности, возникшие в пределах депрессий Предкавказья и Закавказья.
Большая же часть последних относится к зонам преобладающей акку-
муляции. Таким образом А. Л. Рейнгард впервые установил прямую
связь главных форм рельефа Кавказа с основными его тектоническими
элементами, обладающими контрастным характером новейшего геологи-
ческого развития. Эпейрогеническое поднятие, которому Кавказ обязан
своим нынешним горным характером, началось во второй половине тре-
тичного периода и продолжалось до современности. Учитывая характер
тектоники, А. Л. Рейнгард предполагает «существование первичных
продольных долин только по концам горной системы Кавказа, причем
вряд ли они когда-либо играли важную роль в морфологии страны.
Важнее были поперечные консеквентные долины, и уже эти последние
дали возможность возникнуть долинам продольным». Свидетельством
прерывистости тектонических движений и климатических перемен в
рельефе Кавказа являются «следы нескольких циклов речной эрозии,
прерванных на время гляциальным циклом (или несколькими), сменив-
шимся в наше время новым циклом речной эрозии». Работа А. А. Рейн-
гарда явилась первым комплексным тектоно-геоморфологическим иссле-
дованием Кавказа и сохранила свое значение до наших дней.
Послеоктябрьский период. Широко развернувшиеся на Кавказе пос-
ле революции и особенно в 30-х годах геологосъемочные и поисковые
работы на нефть дали большой фактический материал по структуре
неоген-четвертичных отложений и истории тектонических движений деп-
рессионных зон Кавказа. Ряд перерывов и угловых несогласий, уста-
новленных в неоген-четвертичном разрезе, позволил констатировать
проявления нескольких орогенических фаз неогенового и четвертичного
возраста. Особенно дробное их подразделение было предложено
Н. Б. Вассоевичем (1934). Последним отмечаются относительно слабые
проявления савской (перед миоценом) и штирийской (в миоцене) фаз
и очень мощные проявления аттической фазы (между сарматом и мэо-
тисом), а также многочисленные мелкие несогласия и подвижки по раз-
ломам, отвечающие роданской (внутри плиоцена) * и валахской (между
плиоценом и плейстоценом) фазам «канона Штилле»; первая выражена
тремя подфазами, а вторая — даже четырьмя подфазами, последняя из
* А. П. Герасимов фазу складчатости между понтом и акчагылом назвал вос-
точно-кавказской.
61
которых относится уже к четвертичному времени. Большая роль чет-
вертичных движений была особенно подчеркнута Л. А. Варданянцем
(1933), выделившим на Кавказе сложную верхнечетвертичную орогени-
ческую фазу, состоящую из максимальной послебакинской под-
фазы, и семи последующих, постепенно затухающих подфаз.
В противоположность исследователям неоген-четвертичной тектони-
ки Кавказа, которые устанавливали проявления здесь орогенических
фаз, предусмотренных схемой Штилле, или детализировали и дополня-
ли ее новыми фазами и подфазами, Н. С. Шатский (1940, 1950), ана-
лизируя материалы по тектонике верхнетретичных отложений Кавказа
и других областей, пришел к выводу о длительности и непрерывности
течения складкообразовательных движений и отсутствии в кайнозое
Кавказа «орогенических фаз» в понимании Штилле. «Несогласия и оро-
генические фазы представляют лишь определенные кадры, выхвачен-
ные эпейрогеническими движениями у медленного и непрерывно изме-
няющегося процесса складкообразования».
В ряде работ (20—30-х годов) ставились вопросы новейшей текто-
ники горных сооружений Кавказа. Для них характерно использование
геоморфологических показателей новейших движений и в первую оче-
редь изучение строения речных террас и их прослеживание вдоль долин.
Большое влияние на изучение неотектоники и древних оледенений Кав-
каза оказала работа В. П. Ренгартена «История долины р. Ассы на Се-
верном Кавказе» (1925), в которой пять нижних террас этой долины в
соответствии с альпийской схемой Пенка — Брюкнера были параллели-
зованы со стадиями вюрмского оледенения, а три верхних — условно
приравнены рисскому, миндельскому и гюнцскому оледенениям. Вскоре
А. Л. Рейнгард (1927) и Г. Ф. Мирчинк (1923) публикуют схемы стро-
ения долины р. Кубани. По их представлениям, относительные высоты
террас Кубани постепенно понижаются по направлению от гор к пред-
горному прогибу, а в ее низовьях поверхности древних террас полнос-
тью погружаются под наиболее молодые террасовые уровни (так назы-
ваемые «ножницы террас»), что свидетельствует о поднятии горной
страны и прогибании смежной депрессии. Аналогичная картина была
впоследствии отмечена для рек Абхазского участка южного склона Кав-
каза (Д4ихайловская, 1934; Шанцер и Микулина, 1939), Терека (Рен-
гартен, 1934) и его притоков Баксана, Череков (Ренгартен, 1946), Мал-
ки (Николаев, 1940, 1949), Уруха, Ардона (Рейнгард, 1930), рек Да-
гестана— Сулака, Самура и др. (Шатский, 1938; Голубятников, Пусто-
валов, 1936 и др ). Эти работы свидетельствовали в пользу сводообраз-
ного характера поднятия Большого Кавказа, по крайней мере, с конца
плиоцена. Подвижкам по отдельным разломам придавалась второсте-
пенная роль.
Существенно иначе трактовал новейшую геологическую историю
Большого Кавказа Л. А. Варданянц (1933 и др.), детальные геоморфо-
логические исследования которого протекали главным образом в Гор-
ной Осетии. Он указывал на малую обоснованность «альпийской» схе-
мы оледенений Кавказа и соответствующей датировки террас; террасы и
троги, обычно относимые к риссу, он связывал с максимальной стадией
последнего оледенения. Отсюда следовал вывод о значительно большем
масштабе четвертичных и, в частности, верхнечетвертичных поднятий
Большого Кавказа, являющихся главной причиной врезания долин; со-
временный высокогорный рельеф Большого Кавказа, по афористическо-
му выражению Л. А. Варданянца, возник «в буквальном смысле этого
слова на глазах человека», в результате интенсивных движений верхне-
четвертичной орогенической фазы, сменившей эпоху сильнейшего вы-
равнивания (пенепленизации) рельефа послеапшеронского (бакинского)
времени. В отличие от ряда других исследователей, признававших сво-
дообразный характер новейшего воздымания Большого Кавказа,
62
Л. А. Варданянц придавал большое значение молодым радиальным пе-
ремещениям отдельных глыб по ожившим и вновь возникшим продоль-
ным разломам; в частности, антропогеновое поднятие осевой части
Центрального Кавказа он рассматривал как горст. Чешуйчатые надви-
ги он также считал весьма молодыми, допуская подвижки по некоторым
из них вплоть до верхнего плейстоцена. Амплитуду поднятия Большого
Кавказа в послебакинское время Л. А. Варданянц оценивал более чем
в 1—1,5 км и, может быть, даже в 2 км.
В представлениях о неотектонике Малого Кавказа, развивавшихся
в 20—30-х годах отразились те же две концепции, которые были отме-
чены для Большого Кавказа, но здесь большим предпочтением поль-
зовались гипотеза дифференциальных глыбовых перемещений по разло-
мам. Наиболее полное развитие эта концепция нашла в трудах
С. С. Кузнецова (1928, 1930, 1941 и др.) и некоторых других сотрудни-
ков Севанской экспедиции АН СССР (Б. М. Куплетский, А. А. Турцев
и др.). С. С. Кузнецов считал, что в конце плиоцена Малый Кавказ
представлял пенепленизированную поверхность, расположенную невысо-
ко над уровнем моря, с широким развитием озер, которая была затем
разбита разломами на ряд глыб, испытавших поднятия и отчасти опус-
кания. Поднятые до 1—2,5 км над современным базисом эрозии релик-
ты этой поверхности он назвал палеотипным или алломорфным релье-
фом. В дальнейшем С. С. Кузнецов (1941) как будто отказался от идеи
единого пенеплена и стал объяснять ступенчатость в расположении де-
нудационных поверхностей прерывистым воздыманием последователь-
но выработанных пенепленов, ранее всего (с миоцена) начавших фор-
мироваться на древних антиклинальных структурах и позднее, с плио-
цена — в синклинальных зонах Малого Кавказа. Севанскую котловину
он считал грабеном, заполненным осадками плиоценовых озерных бас-
сейнов и частично подпруженным впоследствии лавами в районе исто-
ков р. Раздана. С дифференциальными глыбовыми движениями по раз-
ломам связывались мощные проявления новейшей эффузивной деятель-
ности и расположение цепей вулканов. Близких взглядов на морфогенез
Малого Кавказа придерживался Б. Ф. Добрынин (1948). Концепция
мозаичной глыбовой новейшей структуры явно преувеличивала роль и
масштабы блоковых перемещений и недооценивала значение молодых
пликативных деформаций земной коры, которые были обнаружены в
некоторых районах ДАалого Кавказа *, и единство Малого Кавказа, как
одной, хотя и сложной зоны поднятий. Однако она сыграла прогрес-
сивную роль, так как подчеркивала дифференцированный характер мо-
лодых тектонических движений и их пространственную и временную
связь с явлениями вулканизма.
Крупнейший исследователь геологии Малого Кавказа К- Н. Паф-
фенгольц (1931, 1946 и др.) высказал совершенно иное представление
о едином сводовом воздымании этой горной области в позднекайнозой-
ское время, сопряженном с прогибанием депрессий Аракса и Куры. Ос-
новой для этого представления явилось наличие у притоков этих рек,
стекающих с Малого Кавказа, ряда террас, уровни которых повышают-
ся в сторону гор и снижаются, сближаются и далее пересекаются друг
с другом при выходе на предгорные депрессии. К- II. Паффенгольп
отрицал определяющую роль дифференциальных тектонических движе-
ний в возникновении таких крупнейших орографических единиц Малого
Кавказа, как Севанская котловина и пр. (1934, 1950), хотя и не исклю-
чал целиком наличия локальных молодых движений как пликативных
(Верхнепамбакская котловина), так и разрывных (Надеждинский сброс
и др.). Ошибочные взгляды на стратиграфию верхнетретичных отчоже-
* Так, на западном побережье Севана Е. Н. Дьяконова-Савельева и Г. Д. Афа-
насьев описали складчатые дислокации плиоценовых отложений.
63
ний Малого Кавказа, в частности отнесение к олигоцену большей части
миоплиоценовых и верхнеплиоценовых вулканогенных толщ и миоцено-
вой соленосной толщи Нахичевани, естественно, привели этого исследо-
вателя к приуменьшению роли новейших движений. Однако дислоци-
рованность указанных отложений была в ряде случаев впервые отме-
чена К- Н. Паффенгольцем.
Постулируя сопряженность фаз вулканизма, сводовых поднятий и
оледенений в конце плиоцена и в антропогене, К- Н. Паффенгольц ме-
ханически перенес на Малый Кавказ стратиграфическую схему, раз-
работанную В. П. Ренгартеном и А. Л. Рейнгардом для террас и оле-
денений Большого Кавказа, которые в свою очередь параллелизовались
с четырьмя оледенениями Альп. Терраса высотой около 200 м была от-
несена к концу плиоцена, а четыре более молодые — к разным момен-
там плейстоцена. Возможность колебаний высоты террас в связи с диф-
ференциальными движениями по существу не учитывалась. Горячую
дискуссию вызвал в 30-х годах вопрос о происхождении массива Ара-
гац. В противоположность исследователям, считавшим его крупным
полигенным вулканом, К- Н. Паффенгольц (1939) высказал мнение
о брахиантиклинальной природе этого сооружения, сложенного «вулка-
ногенным олигоценом», а А. Л. Рейнгард (1939) предположил, что мас-
сив Арагац представляет собой «купол поднятия», под которым скрыта
молодая интрузия. Воздымание его он отнес к концу плиоцена и первой
половине плейстоцена.
Вопросы новейшей тектоники Малого Кавказа в общей форме за-
трагивались Б. Л. Лнчковым (1945), который исходил из идеи одновре-
менных и единообразных по масштабу сводовых поднятий Малого и
Большого Кавказа, Средней Азии, Альп, Балкан и др., продолжавшихся
с перерывами от миоцена до современности и последовательно приво-
дивших к возникновению и последующему воздыманию во всех этих
странах серий денудационных поверхностей.
Послевоенный период характеризовался огромным размахом гео-
логических и геоморфологических исследований на Кавказе, в которых
все большую роль приобретали работы местных — северокавказских и
закавказских учреждений. В этот период создавались и уточнялись со-
временные представления о неотектонике Кавказа. В начале периода
получило «права гражданства» понятие новейшая тектоника или нео-
тектоника, но еще долгое время возрастные рамки последней остава-
лись неопределенными. В монографии Н. И. Николаева (1948) в качес-
тве новейших движений в основном рассматривались движения антро-
погенового времени. Напротив, на карте неотектоники СССР (1960)
был принят гораздо более широкий интервал — неоген и антропоген,
и лишь для Кавказа нижний предел неотектоники был ради удобства
поднят до основания среднего миоцена. Автор настоящей работы, начи-
ная с 1952 г., отстаивал мнение о целесообразности выделения в каче-
стве новейших — тектонических движений, происходивших, начиная
с позднего сармата или мэотиса. В последние годы этот рубеж прини-
мают многие исследователи неотектоники Кавказа. Изучение неотекто-
ники Кавказа развивалось по трем направлениям, обладающим спе-
цифическими особенностями методики. Это — изучение неотектоники
Предкавказских и Закавказских депрессий, сооружений Большого и Ala-
лого Кавказа и новое направление — изучение неотектоники морей,
омывающих Кавказ.
Большую роль в выяснении структуры депрессионных зон играли
глубокое бурение и геофизические исследования, проводимые в связи
с поисками нефти и газа, а в изучении структуры их краевых частей и
внутренних поднятий — также детальные геологические съемки и гео-
морфологические наблюдения. В Предкавказье впервые проводились и
специальные геолого-геоморфологические исследования по неотектони-
64
ке. В результате их были составлены карты новейших движений для
всей этой области (Г, А. Масляев, И. Н. Сафронов, 1960), для Восточ-
ного Предкавказья (А. Ф. Якушева, 1960; Н. А. Сягаев, А. Ф. Якушева,
А. А. Чистяков, 1962), Западного Предкавказья (Г. Н. Родзянко), го-
лоценовой тектоники Западного и Центрального Предкавказья
(С. К. Горелов). И. Н. Сафронов проанализировал новейшие тектони-
ческие движения в пределах Кубанского прогиба и Ставрополья. Ра-
ботами азербайджанских исследователей были выявлены структура и
новейшие движения Кусарской впадины, а также Куринского межгор-
ного прогиба (В. Е. Хайн, А. Н. Шарданов, ЛЕ Д. Гаврилов, Ф. С. Ах-
медбейли, АЕ Г. Агабеков, А. В. А1амедов, Н. Ш. Ширинов, Ю. П. Ба-
женов, Ю. П. Ширинов, ЛЕ А. Мусеибов и др.). В их работах приведе-
ны, в частности, интересные данные о наиболее юных — четвертичных
складкообразовательных и надвиговых движениях в пределах Курин-
ской впадины, получающих прямое выражение в ее рельефе. Неотек-
тоника ее западной части была существенно уточнена геологами и гео-
морфологами Грузии (А. Д. Булемшвили, Л. В. Когошвили, Д. В. Це-
ретели и др.). В результате глубокого бурения и сейсморазведки было
выяснено строение и история формирования Рионской впадины
(А. Г. Лалиев и др.).
Проведенные в 50-х — начале 60-х годов детальные батиметричес-
кие исследования, бурение на мелководных участках дна, геофизические
работы позволили выявить основные черты морфологии подводного
рельефа, структуры неогеновых и четвертичных отложений и более
глубоких горизонтов, что дало возможность судить о новейших дви-
жениях в прилегающих к Кавказу зонах Черного и Каспийского мо-
рей и о характере глубинного строения их центральных частей (рабо-
ты В. П. Гончарова, Ю. П. Непрочнова, В. А. Левченко, АЕ В. Клено-
вой, В. Г. Рихтера, С. П. Соловьева, Я. П. А^аловицкого, Е. Г. Акаева,
Л. И. Лебедева, В. В. Шаркова и др.).
В начале послевоенного периода вопросы неотектоники горных со-
оружений Кавказа были затронуты в ряде сводных работ. В некоторых
из них амплитуды новейших движений завышались. Так, в книге
В. В. Белоусова «Общая геотектоника» (1948) указывалось, что Кав-
казский хребет «уже в четвертичное время несколько раз пенепленизи-
ровался и снова поднимался». В. Е. Хайн и Л. Н. Леонтьев (1950) так-
же несколько переоценили размах плиоцен-четвертичных поднятий на
Большом Кавказе (8—9 км) и на Малом Кавказе (5—6 км). В отноше-
нии характера новейших деформаций Большого и А^алого Кавказа эти
авторы правильно отметили, что сводообразное поднятие осложнялось
«дифференциальными движениями отдельных зон, представляющих ра-
нее самостоятельные интрагеоантиклинали и интрагеосинклинали». В до-
кладе на геоморфологической конференции в Баку В. Е. Хайн (1953)
наметил основные вехи формирования рельефа Большого и Аналоге
Кавказа. Он указал, что интенсивное поднятие и горообразование,
сменившее фазу выравнивания рельефа, началось и достигло первого
своего максимума в среднем плиоцене, когда Большой Кавказ уже об-
ладал высотами до 3—4 км. Новое усиление поднятий падает на ко-
нец апшерона и на антропоген.
Н. И. Николаев (1949) в своей монографии «Новейшая тектони-
ка СССР» отнес Большой и А4алый Кавказ к областям интенсивных
линейных, вытянутых по простиранию антропогеновых и современных
поднятий, с местными опусканиями, характеризующихся большими
градиентами, наличием разрывных дислокаций и унаследованными дви-
жениями по древним разломам. В работе, посвященной возрасту рель-
ефа и неотектонике Центрального Кавказа и Предкавказья (1948), он
указывал, что надо «значительно умерить роль четвертичных тектони-
ческих процессов, которые отмечают Л. А. Варданянц, а в след за ним
5 0731
65
и Г. Ф. Мирчинк». Рельеф Главного и Бокового хребтов Центрального
Кавказа «начал формироваться с начала или середины третичного вре-
мени». Юрская и меловая квесты имеют древний, во всяком случае,
плиоценовый возраст. На северном склоне Центрального Кавказа ши-
роко распространена верхнеплиоценовая выровненная поверхность,
хотя она и подверглась в антропогене сильному эрозионному и отчас-
ти гляциальному расчленению. Вместе с тем Н. И. Николаев все же
оценивал общий размах вертикальных движений на Кавказе за антро-
поген весьма значительной цифрой в 4—5 км.
В монографии «Постплиоценовая история Кавказско-Черноморско-
Каспийской области» (1948) Л. А. Варданянц обобщил огромный фак-
тический материал по антропогеновым отложениям и геоморфологии
Кавказа и наметил схему тектонического развития, начиная с апшерона.
Взгляды Л. А. Варданянца на характер новейших движений и их амп-
литуды к концу 40-х годов несколько сблизились с представлениями
других исследователей. Л. А. Варданянц принимает дифференцирован-
ный, сводово-глыбовый характер воздымания обоих сооружений и не
придает такого огромного значения, как прежде, верхнечетвертичным
поднятиям. В среднем апшероне Кавказ представлял собой выровнен-
ную слаборасчлененную страну, наиболее высокие участки которой под-
нимались не выше 1,5 км. Воздымание Кавказа и формирование его
современного высокогорного облика «началось в позднем апшероне, но
с особой силой проявилось лишь в постплиоцене и в основном закончи-
лось к началу хвалынского века». Л. А. Варданянц прослеживает по
всему Кавказу реликты апшеронского уровня, но, к сожалению, приво-
дит мало убедительных доказательств его единства и предполагаемого
возраста.
В работах Л. И. Маруашвили (1952, 1956 и др.), основанных не
только на геолого-геоморфологических, но и биологических и археоло-
гических данных, высказывается мнение о том, что сооружения Боль-
шого и Малого Кавказа уже в течение плиоцена обладали высотами,
близкими к современным, и испытали с тех пор незначительные подня-
тия.
Из первых послевоенных исследований, специально освещавших
вопросы истории рельефа и неотектоники Большого Кавказа, следует
отметить работы С. С. Кузнецова, С. Л. Кушева, В. А. Гроссгейма и
В. Е. Хайна. С. С Кузнецов (1950) явно «омолодил» возраст рельефа и
крупнейших горообразующих процессов на Большом Кавказе, предпо-
ложив, что лишь предрисские поднятия привели к превращению невы-
сокой пенепленизированной страны с продольной долинной сетью в гор-
ное сооружение с коленчато-составной речной сетью.
В работах С. Л. Кушева (1948, 1952) дана более обоснованная и
детальная схема истории вертикальных движений центральной части
северного склона Большого Кавказа и их отражения в морфогенезе.
В рельефе Центрального Кавказа выделен ряд пенепленизированных и
эрозионных поверхностей, реликты древнейшей из которых, относимой
С. Л. Кушевым к миоцену, приурочены к высотам до 4—4,5 км в Глав-
ном и Боковом хребтах и до 3—3,5 км в Скалистом. Тем самым впер-
вые достаточно точно и правильно, с нашей точки зрения, определяется
общая амплитуда послемиоценовых поднятий Центрального Кавказа.
Вторую пенепленизированную поверхность высотой до 3—3,5 км в осе-
вой зоне и до 2—2,5 км в зоне Северной юрской депрессии (отн. высота
1 —1,5 км) он относит к акчагылу и третью с относительной высотой
до 500—900 м — к апшерону. Фазы поднятий (предакчагыльская, пред-
апшеронская, предбакинская, послебакинская), которым отвечали глу-
бокие эрозионные врезы, чередовались с фазами некоторых общих опу-
сканий и выравнивания рельефа (в акчагыле — апшероне, бакинском
веке).
66
Интересные высказывания по вопросам неотектоники Кавказа
имеются в работах В. А. Гроссгейма. Смещение главного водораздела
Большого Кавказа на ряде участков к югу он связал с соответствую-
щим перемещением оси сводового поднятия. Он же описал интересные
явления четвертичного складкообразования в северной части Куринской
впадины, получающего великолепное выражение в современном рельефе
(Карамарьянский увал). В области юго-восточного окончания Боль-
шого Кавказа он совместно с В. Е. Хаиным выделил ряд ступенчато
расположенных денудационных поверхностей, соотношения высот и рас-
пространение которых фиксируют ряд фаз роста и расширения горного
сооружения. В работах В. Е. Хайна (1950 и др.) на основе обширных
фактических данных дана весьма полная и убедительная картина чет-
вертичной тектоники и истории развития Юго-Всточного Кавказа. По-
мимо анализа фаций, мощностей и условий залегания отложений, в них
учитывались и геоморфологические данные. В. Е. Хайн совместно с
И. В. Вассоевичем, установил на Юго-Восточном Кавказе плиоценовый
Баскальский тектонический покров. Реальность его впоследствии отри-
цалась некоторыми исследователями (И. В. Кириллова, А. А. Сорский,
1952), однако детальные работы И. А. Воскресенского, А. Н. Шардано-
ва, А. М. Шурыгина не только подтвердили5 его существование, но и по-
зволили установить несколько других покровов.
Из работ 50-х — начала 60-х годов, имеющих важное значение для
выяснения новейшей тектоники Юго-Восточного Кавказа, следует отме-
тить исследования И. И. Потапова по стратиграфии и тектонике Ап-
шеронского полуострова, Н. Ш. Ширинова по неотектонике того же
района и террасам Каспийского побережья, Б. В. Григорянца по взаи-
моотношениям структур Юго-Восточного Кавказа и Апшерона и пере-
стройке структурного плана этой области в плиоцене — антропогене,
Ф. С. Ахмедбейли по неотектонике северных и южных предгорий Юго-
Восточного Кавказа, а также многолетние детальные исследования по
геоморфологии и неотектонике Юго-Восточного Кавказа, проведенные
Н. В. Думитрашко, Д. А. Лилиенбергом и Б. Будаговым (1961 и др.),
в ходе которых были изучены денудационные поверхности, террасы, вы-
яснена история гидросети и ее перестройка в связи с новейшими движе-
ниями и т. п. Б. Будагов обнаружил на склонах гор Шахдаг на высоте
3,5 км остатки сарматских отложений — факт, имеющий огромное зна-
чение для суждения об амплитудах новейших движений. Весьма суще-
ственное значение для анализа четвертичной тектоники Юго-Восточного
и Восточного Кавказа имеют работы П. В. Федорова (1957) по изуче-
нию четвертичных отложений и террас Кавказского побережья Каспия;
аналогичная работа позднее была выполнена им по террасам Черно-
морского побережья Кавказа (1960).
Вопросы геоморфологии и неотектоники Восточного Кавказа в 50-х
годах были предметом исследований Д. А. Лилиенберга, который, в
частности, установил дифференцированный характер молодых движений
в осевой зоне этого сегмента. Д. В. Несмеянов изучал развитие струк-
тур зоны третичных предгорий Дагестана, Д. М. Ибрагимов — геомор-
фологию северного склона Восточного Кавказа, А. Е. Криволуцкий ос-
ветил историю складкообразования и морфогенез Известнякового Да-
гестана и ряд общих вопросов новейшей геологической истории и ста-
новления рельефа Большого Кавказа. Е. Е. Милановский и Н. В. Коро-
новский (1961) изучали новейшие отложения, особенности рельефа и
неотектонику полосы Военно-Грузинской дороги и более западных райо-
нов центральной части Большого Кавказа.
Вопросы геоморфологии и неотектоники Центрального Кавказа
рассмотрены в работах II. А. Лебедевой (1956, 1963), выделившей в
бассейнах левых притоков Кубани ряд денудационных поверхностей и
наметившей несколько предполагаемых продольных и поперечных раз-
5=
67
ломов, и в многочисленных работах И. Н. Сафронова. Последний опуб-
ликовал также краткий очерк неотектоники Северного Кавказа и Пред-
кавказья (1964), основные положения которого близки к представле-
ниям автора. В монографии «Геоморфология Северного Кавказа»
(1964) И. Н. Сафронов уделяет большое значение новейшим тектони-
ческим движениям в пределах Северного склона Кавказа и Предкав-
казья, подчеркивая резкое усиление темпа поднятий, имевшее место на-
чиная с позднего сармата. Суммарный максимальный размах возды-
маний Центрального Кавказа (более 5 км) и погружений в предгорных
прогибах (4—4,2 км) он оценивает примерно в 8—8,6 км. Наиболее
активные движения, по его мнению, происходили в позднем плиоцене,
когда осевая часть Центрального Кавказа была поднята на 1,8—2,1 км,
а Терский прогиб испытал опускания до 1,3 км. В это время возник
высокогорный рельеф Большого Кавказа, близкий к современному. Роль
четвертичных движений И. Н. Сафронов считает более скромной (под-
нятия в Центральном Кавказе до 700—900 м, опускания в Терском про-
гибе до 500 м). Признаки новейших движений в осевой, высокогорной
зоне Центрального Кавказа, их темп и амплитуды рассматривались в
последнее время В. А. Растворовой (1963) и ею же совместно с
Е. А. Щербаковой (1963). В этих работах, с нашей точки зрения, не-
обоснованно резко преувеличены амплитуды наиболее юных, поздне-
и послеледниковых поднятий (до 300 м и более) и суммарная амплиту-
да новейших поднятий Центрального Кавказа.
Неотектонике южного склона Большого Кавказа и других районов
Грузии посвящены работы Н. Е. Астахова (1963), А. Л. Цагарели
(1963, 1964) и Л. И. ААаруашвили. Близкие в трактовке морфологии
основных элементов новейшей структуры взгляды Н. Е. Астахова и
А. Л. Цагарели вместе с тем резко расходятся в вопросе о возрасте
денудационных поверхностей и новейших деформаций, резко (и,
как нам представляется,— ошибочно) «омолаживаемых» А. Л. Ца-
гарели.
Вопросы истории рельефа и новейшей тектоники Северо-Западного
Кавказа освещались в трудах В. Н. Олюнина (1953), В. А. Растворовой
(1961), В. Е. Хайна и М. Г. Ломизе (1959, 1965), В. Е. Ханна и
В. АЕ Муратова (1962), В. М. А1уратова (1964). В работах последних
трех авторов выявлена роль активных поперечных разломов и флексур
в формировании рельефа Северо-Западного Кавказа. Геоморфология и
неотектоника Таманско-Керченской периклинальной зоны явилась пред-
метом исследований Н. С. Благоволина (1962).
С конца 40-х годов начались специальные исследования по неотек-
тонике отдельных районов Малого Кавказа. Методической основой ра-
бот, проводившихся Н. В. Думитрашко и ее учениками и сотрудниками
(С. П. Бальян, Е. Л. Нефедьева, Н. М. Казакова и др.) в Армении,
Н. Е. Астаховым в Аджаро-Триалетии, Б. А. Антоновым в Нахичевани,
восточной части Малого Кавказа и Талыше, являлся в основном анализ
геоморфологических показателей новейших движений (поверхностей вы-
равнивания, речных террас и т. д.). Н. В. Думитрашко пришла к вы-
воду о наличии на Малом Кавказе (до 5—6) разновозрастных денуда-
ционных поверхностей, разновысотное ступенчатое расположение кото-
рых объяснялось разной интенсивностью и длительностью поднятий от-
дельных зон. Единое монолитное сводовое или сводово-горстовое подня-
тие, по ее данным, на Малом Кавказе отсутствует, но проявляются
дифференцированные сводово-глыбовые движения — поднятия одних
зон и относительные опускания других, в основном унаследованные от
древних структур. В ряде других работ (А. А. Габриелян, 1950, 1963;
А. Т. Асланян, 1958; Е. Е. Милановский, 1952, 1962; К. А. Мкртчан и
др.) близкие представления были высказаны на основании анализа
геолого-геоморфологических данных.
68
Наибольший интерес исследователей в отношении изучения прояв-
лений новейших движений привлекали несколько районов Малого Кав-
каза. К числу их относится, в первую очередь Севанская впадина (ра-
боты Л. А. Варданянца, 1948; А. Т. Асланяна, 1947; А. А. Габриеляна,
1944; Н. А. Казаковой, 1955; С. П. Вальяна, 1964; Л. И. Леонтьева и
В. Е. Ханна, 1957; Е. Е. Милановского, 1952, 1957, 1960 и др.). В ре-
зультате этих работ утвердился взгляд о тектонической природе этой
крупнейшей внутригорной котловины Малого Кавказа и была выяснена
значительная роль молодых пликативных и дизъюнктивных деформаций
в ее образовании. Лишь К. Н. Паффенгольц (1950) остался при своем
мнении об эрозионном происхождении Севанской депрессии и лаво-под-
прудном генезисе озера. Е. Е. Милановским (1956, 1962), К- А. ААкртча-
ном (1956) и А. Т. Асланяном (1956) была изучена система новейших
тектонических впадин (Памбакские, Ленинаканская), лежащих на за-
падном продолжении Севанской.
А. Н. Заварицкий (1945) впервые истолковал зоны пологих возвы-
шенностей в пределах Армянского и Ахалкалакского вулканических
нагорий как молодые сводо- и валообразные тектонические вздутия.
Позднее этот взгляд развивали Е. А. Нефедьева, А. А. Габриелян,
Е. Е. Милановский по отношению к Армянскому нагорью, Е. М. Бели-
ковская (1953), Л. И. Маруашвили (1956) применительно к Ахалкалак-
скому. В последнее время этот взгляд оспаривается С. П. Вальяном, до-
казывающим существенно блоковый характер новейших движений суб-
страта вулканических нагорий Малого Кавказа. В работах А. А. Габри-
еляна, Е. Е. Милановского, К- И. Карапетяна, А. Т. Асланяна и других
обсуждались вопросы связи вулканизма с новейшей тектоникой и роль
разломов и трещин разных направлений как подводящих каналов для
подъема магмы.
Значительное развитие складчатости в верхнеплиоценовых вулкано-
генно-осадочных толщах Ахалакалакского нагорья установлено
П. Д. Гамкрелидзе (1954), Л. И. Маруашвили (1956), Н. И. Схиртладзе
(1958) и др. Геологическая съемка и бурение позволили выяснить основ-
ные черты тектоники Приереванского района и бассейна р. Раздана
(А. А. Габриелян, А. Т. Асланян, А. Н. Назарян и др.), а в последнее
время — выявить ряд диапировых соляных структур (Арзуманян, 1962
и др.). Были изучены неоген-четвертичные структуры Нахичеванской
межгорной впадины и ее обрамления (Азизбеков и Корнев, 1956, 1960),
а также Араратской впадины (Асланян, 1958; Габриелян, 1958 и др.;
Арзуманян, 1962; Симонян, 1965 и др.).
По вопросу о темпе и амплитудах новейших поднятий Малого Кав-
каза высказывались резко различные, противоречивые точки зрения,
что можно объяснить слабой разработанностью стратиграфии антропо-
гена этой области. Наряду с мнением о весьма незначительной, порядка
200 м, амплитуде четвертичных поднятий (К- Н. Паффенгольц) доказы-
валась огромная (явно завышенная) скорость верхнечетвертичных под-
нятий— порядка 300—400 м (Леонтьев, 1945; ААаруашвили, 1946);
взгляды последнего исследователя со временем сильно изменились.
Общая характеристика неотектоники Малого Кавказа дана в работах
Н. В. Думитрашко (1950, 1957), А. А. Габриеляна (1960, 1959, 1963),
А. Т. Асланяна (1958 и др.) и Е. Е. Милановского (1952, 1957, 1962).
В последние годы появилось несколько сводных работ по новейшей
тектонике всего Кавказа. Это статьи В. А. Растворовой (1960),
Н. В. Думитрашко (1961), Н. В. Думитрашко, Е. Е. Милановского и
В. Е. Хайна (1961), Е. Е. Милановского (1964).
Из приведенного краткого обзора видно, что исследования по нео-
тектонике Кавказа в послевоенный период значительно расширились и
углубились. С большой детальностью была выяснена тектоническая
структура депрессионных зон Кавказа в пределах суши и история их
69
тектонического развития в неогене и антропогене. Получены данные, по-
зволяющие высказать определенные суждения о строении и новейшей
геологической истории Каспийского и Черного морей. Значительно про-
двинулось и изучение неотектоники горных сооружений Кавказа, что
позволило впервые составить карты новейших движений и изобразить
последние в виде изобаз. Расширилась и стала более разработанной
методическая основа анализа неотектоники. Большинство исследовате-
лей Кавказа пришли к близким выводам о характере новейших дви-
жений, роли молодых сводовых, глыбовых и складчатых деформаций,
возрастном объеме неотектонической стадии и амплитудах новейших
поднятий. В настоящее время господствует взгляд о целесообразнос-
ти выделения неотектонической стадии (или этапа) развития Кавказа,
начиная с позднего сармата — мэотиса, об амплитуде поднятий с это-
го времени на Большом Кавказе — до 4—5 км и на Малом Кавказе —
до 3—3,5 км. Лишь немногие исследователи придерживаются ныне со-
вершенно отличных взглядов, как правило, резко преувеличивая ампли-
туды четвертичных поднятий (В. А. Растворова, Е. А. Щербакова,
А. Л. Цагарели).
Для работ последних лет характерно стремление связать новейшие
движения, устанавливаемые на поверхности, с сейсмическими и вулка-
ническими явлениями, а также с особенностями глубинного строения
земной коры, гравитационным полем и возможными глубинными про-
цессами (Асланян, 1957; Милановский, 1956, 1964; Оганезов, 1957, 1962;
Растворова, 1960; Рубинштейн, 1956 и др., 1957 и др.). В этих направ-
лениях сделаны пока первые шаги, но несомненно, что исследованиям
этого рода принадлежит большое будущее.
ГЛАВА IV
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ
МЕТОДИКИ ИЗУЧЕНИЯ
НОВЕЙШИХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ
ДВИЖЕНИЙ И СТРУКТУР
КАВКАЗСКОЙ ОБЛАСТИ
Методика выявления и анализа неотектонических движений и струк-
тур, получающих резкое выражение в рельефе, отличается от исследо-
вания более древних движений и структур тесным сочетанием геологи-
ческих и геоморфологических методов; особенно возрастает относи-
тельная роль последних при изучении четвертичных движений. Сущест-
венное значение при анализе новейшей тектоники имеют также геофи-
зические, в частности, сейсмические и гравиметрические данные, а при
выявлении наиболее юных, позднеголоценовых движений широкое при-
менение находят геодезические методы исследования. Ниже мы кратко
охарактеризуем некоторые особенности методики изучения новейших
движений и структур в конкретных условиях Кавказской области, обра-
тив особое внимание на теоретические предпосылки и возможности раз-
личных методов и приемов исследования.
Остановимся сперва на некоторых вопросах, связанных с методи-
кой выявления, количественной оценкой и графическим изображением
новейших движений и сформированных ими структурных форм.
Главным средством изображения результатов новейших движений
является карта неотектоники, показывающая с помощью изобаз подня-
тий и опусканий итог тектонических деформаций за всю неотектониче-
скую стадию, т. е. начиная с позднего сармата и до современности, или,
иначе, неотек тоническую структуру (рис. 3). В этом по-
70
нятии абстрагируются те компоненты суммарных тектонических дефор-
маций области, которые обусловлены новейшими движениями. Иначе
говоря, это дислокации верхнесарматских и более молодых образова-
ний и некоторая доля дислокаций их субстрата.
Поскольку тектонические движения на протяжении новейшей ста-
дии протекали во времени неравномерно, сопровождаясь рядом измене-
ний и перестроек тектонического плана, постольку для их выделения
необходимо составлять подобные карты не только для всей неотектони-
ческой стадии, но и для главных ее фаз, а в пределах, наиболее близких
к нам антропогеновой фазы — и для отдельных ее возрастных подразде-
лений. Подобную карту непосредственно удается составить и для пос-
ледней, антропогеновой фазы. Что же касается карт двух более древних
фаз — миоплиоценовой и позднеплиоценовой,— то для их построения,
особенно для зон поднятий, приходится предварительно составлять
карту движений для интервала от верхнего плиоцена до современности,
а затем накладывать ее на карты движений всей неотектонической ста-
дии и антропогеновой фазы, и производить так называемое «графиче-
ское вычитание». Сопоставление всех этих карт позволяет выявить про-
цесс развития движений на протяжении новейшей стадии и дать ему
количественную характеристику.
Мы отдаем себе отчет в некоторой односторонности содержания
подобных карт, поскольку они, как и большинство других тектонических
карт разного рода, отражают главным образом лишь результат движе-
ний вертикального направления. К сожалению, мы не владеем пока
надежными средствами количественной оценки горизонтальной компо-
ненты движений, однако существенная роль последних в неотектониче-
ском развитии Кавказа представляется мне более чем вероятной. В част-
ности, по-видимому только совместным влиянием движений горизон-
тального и вертикального направлений можно объяснить локализацию
и морфологические особенности многих молодых складчатых и пологих
надвиговых дислокаций в пределах Кавказской области. Поэтому совер-
шенно необходимо изображать последние с соответствующим учетом их
морфологических и возрастных особенностей на общих неотектоничес-
ких картах, а также составлять специальные карты новейших складча-
тых и надвиговых деформаций.
Какие же фактические данные кладутся в основу карт изобаз вер-
тикальных движений неотектонической стадии и отдельных ее фаз?
Для расшифровки неотектоники предгорных, межгорных и внутри-
горных депрессий, выполненных мощными, в той или иной мере дисло-
цированными толщами верхнемиоценовых, плиоценовых и четвертич-
ных отложений, широко используются обычные геологические методы —-
составление геологических профилей, структурных карт, а также карт
фаций и мощностей по данным изучения разрезов, геологической съемки
и бурения. Структура прогибов уточняется также по данным геофизи-
ческих, в частности сейсморазведочных исследований. Для Предкав-
казских и Закавказских прогибов имеется ряд подобных карт, состав-
ленных по различным горизонтам и обладающих разной детальностью
и достоверностью.
При реконструкции молодых движений областей поднятия, почти
лишенных новейших отложений, значение обычных геологических мето-
дов гораздо более ограниченно; главную роль приобретает здесь анализ
коррелятных отложений, накопившихся в смежных депрессиях, и изу-
чение геоморфологических особенностей области поднятия, в частности
выявление разновозрастных форм (генераций) денудационного или
денудационно-аккумулятивного рельефа, выяснение их возраста, морфо-
метрических показателей и картирование.
Первый метод — т. е. фациальный анализ коррелятных поднятиям
отложений впадин и петрографическое изучение заключенных в них
71
терригенных и вулканогенных компонентов —- продуктов выноса из об-
ласти поднятия и размыва, — дает очень важный и ценный материал для
выяснения характера развития зон денудации в течение неотектониче-
ской стадии, позволяет выявить моменты усиления или, наоборот, ослаб-
ления, или даже прекращения поднятий в тех или иных зонах, устано-
вить литологический состав, а следовательно, и геологическое строение
поверхности зон денудации в ту или иную эпоху *, зафиксировать по
появлению в депрессиях сингенетического вулканогенного материала
(пепел, пемза, галька и т. д.) моменты вулканических извержений на
Большом или на Малом Кавказе и т. д. Однако, как правило, изучение
коррелятных отложений может дать лишь качественное представление
о высотах палеорельефа области поднятия, а следовательно, и об ампли-
тудах движений соответствующего времени. Исключение представляют
случаи, когда удается стратиграфически коррелировать появление вул-
каногенных компонентов в датированных толщах депрессий с сингене-
тичными им продуктами извержений в горной области. В этих случаях
мы не только устанавливаем возраст соответствующих вулканических
образований, но, анализируя их приуроченность к тем или иным элемен-
там рельефа, например, к речным террасам или денудационным поверх-
ностям соответствующей высоты, устанавливаем возраст последних.
В некотором смысле аналогичное, хотя и менее надежное сопоставление
удается провести между появлением в разрезе депрессий горизонтов
флювиогляциального материала и ледниковых форм в горной области.
В обоих этих случаях коррелятный метод, по существу, связывается
с методами геоморфологического анализа.
Особенно интересные и важные результаты могут быть получены
при корреляции событий в горной области (где интенсивно и многократ-
но проявлялись и вулканические, и ледниковые процессы) и отложений
в смежной депрессии. Такой «сопряженной парой» являются, например,
высокогорная центральная часть Большого Кавказа и смежный с ней
юго-западный участок Терского краевого прогиба, совместное геолого-
геоморфологическое изучение которых во многом дает ключ к понима-
нию новейшей истории всего сооружения Большого Кавказа. Среди форм
рельефа областей поднятия анализ строения, происхождения, возраста
и морфометрических показателей которых наиболее важен для рекон-
струкции неотектонических движений и структур, следует, в первую
очередь, отметить денудационные поверхности, речные долины и их эле-
менты (террасы, склоны, днища), формы морских (а в некоторых рай-
онах и озерных) побережий. При изучении движений и структур мио-
плиоценовой фазы и структур неотектонической стадии в целом главная
роль принадлежит денудационным поверхностям, тогда как при анализе
четвертичных движений основной материал дает исследование морских
и речных террас и вообще строения речных долин.
При выяснении суммарной амплитуды неотектонических движений
в пределах Большого и Малого Кавказа перед нами последовательно
встают следующие основные задачи:
1)	выявление в рельефе этих сооружений сохранившихся реликто-
вых элементов рельефа верхнемиоценового возраста;
2)	определение их первоначальных высот и установление общего
характера первичной верхнемиоценовой поверхности, к которой они при-
надлежали;
3)	мысленная реконструкция современного гипсометрического по-
ложения верхнемиоценовой денудационной поверхности (главным обра-
* Так, например, почти полное господство верхнеюрских и меловых карбонатных
пород в материале моласс верхнего сармата — мэотиса на всем северном или значи-
тельной части южного склона Большого Кавказа свидетельствует о том, что палеозой,
нижняя и средняя юра были обнажены в то время лишь на очень ограниченных
участках осевой зоны Большого Кавказа.
72
зом, ее первично-пониженных участков, т. е. долин и равнин с учетом
положения их реликтов);
4)	внесение поправок за первичную высоту этой поверхности над
уровнем моря и построение карты изобаз последующих деформаций,
отражающей суммарную амплитуду вертикальных движений неотекто-
нической стадии.
Как на Малом, так и на Большом Кавказе, судя по характеру обло-
мочного материала, сносимого с этих зон в смежные краевые и меж-
горные прогибы (глины, алевриты, реже пески, крайне редко гравийно-
галечные прослои), вплоть до начала позднего сармата, несомненно,
существовал относительно невысокий и слабо расчлененный денуда-
ционный рельеф. С позднего сармата этот рельеф стал подвергаться
интенсивному размыву, связанному с резким усилением поднятий, о чем
свидетельствует появление обильного галечного материала в молассах
краевых и межгорных прогибов. К сожалению, реликты этого миоцено-
вого рельефа, особенно в высокогорной зоне Большого Кавказа, вслед-
ствие разрушающего действия последующих интенсивных эрозионных
и экзарационных процессов немногочисленны и часто недостоверны.
Однако в последние годы в этом вопросе были достигнуты некоторые
принципиально важные результаты. В восточной части Большого Кав-
каза, на склонах высокогорного массива горы Шахдаг (4250 м) на вы-
сотах до 3550 м Б. Будаговым были обнаружены палеонтологически
охарактеризованные прибрежно-мелководные сарматские отложения,
приуроченные к широко развитой на востоке Большого Кавказа шахдаг-
ской денудационной поверхности. Тем самым был определен ее верхне-
миоценовый (сарматский) возраст, выяснено, что высоты рельефа этой
поверхности в осевой, ныне высокогорной, зоне Восточного Кавказа ко-
лебались в пределах от 0 до 500—700 м и установлено, что суммарная
амплитуда последующих, т. е. неотектонических поднятий в этой зоне
не превышает 3,5 км — максимум 4 км.
В высокогорной части Центрального Кавказа под древнейшими
плиоценовыми эффузивными и ледниковыми образованиями массива
Эльбрус на абсолютной высоте около 3,75 км автором совместно
с Н. В. Короновским (1962 г.) были встречены остатки погребенной
коры выветривания, которая могла формироваться лишь в условиях
жаркого климата, при низком гипсометрическом положении, до начала
интенсивных поднятий и денудации осевой зоны Центрального Кавказа,
т. е. не позднее сармата. Таким образом, и здесь амплитуда последую-
щего (т. е. неотектонического) воздымания оказывается порядка 3,5 км.
Геоморфологический анализ показывает, что кора выветривания была
приурочена к широкому эрозионному днищу, над которым возвышались
до 200—300 м низкогорные возвышенности (ныне — вершины высотой
до 4 км на восточной периферии Эльбруса). Следовательно, в обоих
районах верхнемиоценовый рельеф современной осевой высокогорной
полосы Большого Кавказа представлял собой зону низкогорья с абсо-
лютными и относительными высотами порядка нескольких сотен метров.
Верхнемиоценовые (сарматские) образования сохранились также на
южном склоне сооружения Большого Кавказа в Рача-Лечхумском про-
гибе и в некоторых районах Известнякового Дагестана. Наконец, почти
непрерывная кайма сарматских отложений опоясывает поднятие Боль-
шого Кавказа с севера и с юга. Опираясь на эти данные, мы можем,
с той или иной долей условности, отнести к миоцену ряд остатков выров-
ненного или слаборасчлененного рельефа, сохранившихся на Северо-
Западном и Ю1 о-Восточном Кавказе и на некоторых участках Централь-
ного и Восточного Кавказа, например, на водораздельных пространствах
к югу от Бокового хребта в районе Военно-Грузинской дороги (Мила-
новский и Короновский, 1964). В тех районах Большого Кавказа, где
реликты миоценового денудационного рельефа почти не сохранились.
73
современное положение сарматской поверхности с учетом приведенных
данных в осевой зоне Центрального и Восточного Кавказа предположи-
тельно намечается немного ниже вершинной поверхности основных хреб-
тов, во внешних зонах — оно примерно совпадает с последней (например,
с вершинной поверхностью куэсты Скалистого хребта), а на перифе-
рии — несколько превышает уровень предгорных гряд, сложенных па-
леогеновыми отложениями.
На Малом Кавказе реликты тортон-раннесарматской поверхности
сохранились значительно лучше и в ряде пунктов датированы налегаю-
щими на них останцами мелководных морских осадков караганского,
конкского и нижнесарматского возраста. На северо-восточном склоне
Малого Кавказа ряд останцов этих отложений на высотах 0,7—1,2 км
приурочен к великолепно выраженной абразионно-эрозионной платооб-
разной поверхности, полого наклоненной к северо-востоку. Южнее, т. е.
ближе к осевой зоне Малого Кавказа, над ней возвышаются отдельные
островные возвышенности и гряды с относительной высотой до несколь-
ких сотен метров. В осевой полосе Малого Кавказа эта поверхность,
датированная в бассейне оз. Севан и верховьев р. Раздана на высотах
около 2 км останцами фаунистически охарактеризованного верхнего
миоцена, сильно деформирована и разбита крупными сбросами. Реликты
ее прослеживаются в ряде хребтов и погружаются под новейшие отло-
жения некоторых внутригорных депрессий (Севанской, Ереван-
ской и др.). На значительных площадях миоценовая поверхность была
погребена под миоплиоценовыми вулканогенными толщами. В ряде мест,
где их основание вскрыто эрозией (Цахкуняцкий и Зангезурский хребты,
Гегамское, Варденисское нагорья и пр.), миоценовая поверхность суб-
страта этих толщ была впоследствии отпрепарирована. Это дает воз-
можность реконструировать современную гипсометрию миоценовой
денудационной (местами аккумулятивной) поверхности Малого Кавказа
с большей детальностью и обоснованностью, чем на Большом Кавказе.
Сарматский рельеф Малого Кавказа представлял сочетание низких
денудационных (абразионно-эрозионных) равнин и возвышавшихся над
ними на несколько сотен метров низкогорных гряд и останцовых масси-
вов, аналогичных таковым Большого Кавказа, а также нескольких
внутренних тектонических депрессий, выполненных миоценовыми тон-
кообломочными и хемогенными осадками. Восстанавливая с учетом всех
имеющихся материалов современное гипсометрическое положение пони-
женных (равнинных) элементов доверхнесарматской поверхности, там,
где последняя полностью уничтожена денудацией, мы должны учиты-
вать также данные о деформациях более молодых (плиоценовых и ан-
чропогеновых) образований, молодых разломах и т. п. Чтобы перейти
от этой реконструкции к карте изобаз новейших поднятий, необходимо
внести поправку на первичное превышение этой поверхности до 100—
200 (максимум 300 м) над уровнем моря. Однако, учитывая, что большая
часть Большого Кавказа была впоследствии приподнята более чем на
2 км, а Малого Кавказа — более чем на 1—1,5 км, эта поправка, как
правило, не будет превышать 5—10%. Величиной такого же порядка
(до 10%) можно оценить возможную ошибку в определении амплитуд
новейших поднятий.
При реконструкции суммарных тектонических движений, происхо-
дивших, начиная с верхнего плиоцена, мы располагаем для некоторых
районов более полными и точными данными, чем для движений всей
неотектонической стадии. К числу таких районов относится, например,
Куринская впадина, для которой М. Г. Агабековым построена весьма
детальная структурная карта по подошве акчагыла. Для многих же
районов решение этой задачи встречает большие трудности. Они связаны
с рядом причин. I) с недостаточно точной пока корреляцией сретне-
и верхнеплиоценовых отложений Каспийского и Черноморского бас-
74
сеймов, выраженных в солоноватоводных, а в ряде районов — пресно-
водных и континентальных фациях; 2) с весьма изменчивым положе-
нием уровня замкнутого Каспийского бассейна, являвшегося главным
базисом эрозии для большей части Кавказской области в среднем и на-
чале позднего плиоцена; то же, хотя и в меньшей степени, относится
к колебаниям уровня Черноморского водоема; 3) с развитием рельефа
Большого и Малого Кавказа с конца миоцена в условиях интенсивных
восходящих движений.
Первая причина не нуждается в пояснениях. Что касается второй
причины, то, как было недавно показано автором в другой работе (1963),
глубокие среднеплиоценовые эрозионные врезы многих древних долин
Малого и Большого Кавказа, в ряде случаев приближающиеся (р. Чи-
рах-Чай, р. Дебед), достигающие (р. Воротан) или даже превышающие
(р. Раздан) глубину вреза современных рек в тех же долинах, были
связаны с общим базисом эрозии — уровнем Каспия, лежавшим в сред-
нем плиоцене (в начале века продуктивной толщи) примерно на 0,5 км
ниже уровня океана *. К этому же низкому уровню были приурочены
глубочайшие предакчагыльские врезы палео-Волги, палео-Урала, палео-
Аму-Дарьи и других рек. Естественно, что уровни днищ этих предакча-
гыльских долин не могут быть без существенных коррективов исполь-
зованы для суждения об амплитуде последующих поднятий.
Уровень акчагыльского бассейна (так же как и апшеронского), был,
по-видимому, близок к уровню океана. Во многих районах Большого
и Малого Кавказа мы обнаруживаем реликты денудационного (и дену-
дационно-аккумулятивного) рельефа, связанного с уровнями верхне-
плиоценовых бассейнов Каспия и Эвксина, как главными базисами эро-
зии. Этот рельеф —- гораздо более сложный и расчлененный, чем рас-
смотренный выше верхнеплиоценовый рельеф; он включает эмбрионы
почти всех основных современных горных хребтов Большого и Малою
Кавказа как в их осевых, так и периферических зонах (например,
куэсты Большого Кавказа), разделяющие их продольные эрозионные
(например, Бичесынское плато) и тектонические депрессии и большое
число поперечных и продольных речных долин, глубиной до 0,5—1 км,
многие из которых были унаследованы четвертичной и современной
гидросетью, денудационные и абразионные равнины (денудационные
поверхности) на некоторых участках периферии горных сооружений
и т. п. В ряде районов ** мы можем с достаточной долей уверенности
отнести к верхнему плиоцену или, даже точнее, к низам его те или иные
элементы древнего рельефа (например, широкие днища верхнеплиоце-
новых долин), и путем интерполяции наметить современное гипсометри-
ческое положение соответствующих форм древнего рельефа на других
участках, где они не сохранились. Однако было бы неправильным
строить карту изобаз последующих поднятий, непосредственно исходя из
современных абсолютных высот реликтов верхнеплиоценовых долин или
же — из их относительных высот над уровнями современных долин.
В первом случае мы получим явно завышенные, во втором — сильно за-
ниженные амплитуды последующих движений.
Необходимо иметь в виду, во-первых, что как Большой, так и Малый
Кавказ в начале верхнего плиоцена представляли горные сооружения
и днища долин в их верховьях лежали на многие сотни метров выше
уровня моря и, во-вторых, что глубина врезания рек, особенно в цент-
ральной части горной страны, намного отстает от амплитуды поднятия.
Поэтому чтобы определить амплитуду последующего поднятия по отно-
сительным и абсолютным высотам реликтов днищ верхнеплиоценовых
* Несколько позднее к этому выводу пришел Д. Д. Квасов (1964).
** В частности, в пределах вулканических районов центральной части Большого
и Малого Кавказа, где верхнеплноценовые поверхности маркируются сингенетичными
эффузивными образованиями.
75
долин, даже в простейших случаях, когда восходящие движения проис-
ходили в течение всей неотектонической стадии, надо выработать и при-
менять при построении карт изобаз соответствующие коэффициенты.
Этот же вопрос встает и при использовании в качестве показателей
вертикальных движений четвертичной фазы и отдельных ее интервалов
относительных высот речных террас. Если отвлечься от ряда осложне-
ний, вызываемых климатическим фактором, особенностями гидрологи-
ческого режима отдельных рек, локальными тектоническими движения-
ми и т. д., и обратиться к речным долинам Большого Кавказа, отличаю-
щегося большей простотой плана новейших движений, чем Малый
Кавказ, то удается установить, что глубины эрозионных врезов, или
иначе — относительные высоты речных террас (и денудационных по-
верхностей) крупных долин во внутренних, высокогорных зонах Цент-
рального и Восточного Кавказа оказываются в среднем в два или почти
в два раза меньше, чем амплитуда воздымания данной зоны за соответ-
ствующий период времени; это соотношение 1 : 2 или 1 : 1,8 во внешних
зонах Большого Кавказа постепенно изменяется на 1 : 1,5 и даже 1 : 1,3.
Действительно, крупнейшие речные долины северного склона в своих
верховьях, в осевой полосе Центрального Кавказа, где суммарная ампли-
туда новейших поднятий достигает 3,5—4 км, протекают на высотах по-
рядка 1,6—2 км и врезаны на глубину до 2 км (отношение глубины вреза
к амплитуде поднятия 1:2). Положение реликтов верхнеплиоценовой
поверхности в той же зоне на абсолютной высоте около 2,8—3,2 км и на
относительной высоте 1,2—1,5 км, по-видимому, указывает на амплитуду
последующих поднятий порядка 2,4—2,8 км, а относительная высота
реликтов нижнеплейстоценовых днищ в 0,5—0,7 км свидетельствует
о подъеме с начала плейстоцена, достигающем 1—1,4 км.
Во внешней части северного склона Центрального Кавказа, напри-
мер в зоне Скалистого хребта, где суммарная амплитуда неотектониче-
ских поднятий составляет 2,5—3 км, тальвеги крупнейших долин лежат
на отметках 0,7—1 км, а общая глубина их вреза составляет около 1,8—
2,2 км (отношение глубины вреза к амплитуде поднятия порядка 1 : 1,5).
Положение реликтов днищ верхнеплиоценовых долин в зоне Скалистого
хребта на относительных высотах около 1—1,3 км (или на 0,5—0,7 км
ниже верхнеплиоценовой поверхности) — указывает на последующие
поднятия порядка 1,5—2,0 км (и поднятия порядка 0,8—1 км с конца
миоцена до начала позднего плиоцена). Относительные высоты релик-
тов коренного ложа нижнеплейстоценовых долин в этой зоне порядка
300—500 м говорят об амплитуде антропогенового воздымания порядка
0,5—0,7 км.
Отмеченная выше эмпирическая закономернсть в графической
форме схематически изображена на рис. 4. Ее можно использовать для
приближенного определения амплитуды поднятия с момента выработки
той или иной террасы, что мы и делали при построении карт изобаз дви-
жений для отдельных отрезков неотектонической стадии. Большое зна-
чение для выявления характера четвертичных движений и их количест-
венной оценки имеет комплексное геолого-геоморфологическое изучение
строения речных долин, которое включает изучение разрезов, морфоло-
гии и морфометрии всех террас, а также отложений поймы и русла сов-
ременных рек и их прослеживание вдоль по долине, с составлением сов-
мещенных продольных профилей террас, пойм и современного тальвега
(«спектров террас»), последующий анализ этих спектров и сопостав-
ление подобных спектров для различных долин. Изучение формы про-
дольных профилей рек, фаций и мощностей руслового и пойменного
аллювия и высоты пойм имеет и самостоятельное значение как метод
анализа голоценовых движений (работы С. К. Горелова и др.). Весь
этот круг вопросов широко освещен в литературе и на нем можно не
останавливаться. Отметим лишь, что подобное исследование строения
76
долин позволяет в ряде случаев установить большую сложность и диф-
ференцированность четвертичных движений, выявить молодые разломы
и антиклинальные перемычки, определить их амплитуды и время движе-
ний и т. д. В качестве иллюстраций можно привести схематизированные
продольные профили долин верхнего течения р. Терека (Большой Кав-
каз) и р. Памбака (Малый Кавказ) — рис. 28 и 53.
Хотя тектонический фактор является в развитии речных долин Кав-
каза главным, однако черты строения и морфометрии террас и днищ
Рис. 4. Диаграммы соотношений денудационных уровней, глубины эрозион-
ного вреза и амплитуд новейшего поднятия в восточной части северного
склона Центрального Кавказа. Составил Е. Е. Милановский.
долин определяются не только неотектоническими движениями, но и
другими факторами, такими, как гидрологические особенности разных
рек, определяющие их различную эродирующую способность, и клима-
тические колебания, обусловившие периодическое чередование меж-
ледниковых эпох и оледенений, колебания уровней Каспийского и Чер-
номорского бассейнов, служивших главными базисами эрозии Кавказ-
ских рек, влияние подпруд нетектонического происхождения, и т. д.
В частности, в основном с влиянием ледниковых процессов, а не
с локальными тектоническими движениями связано, по-видимому возник-
шее в верхнечетвертичное время переуглубление верхних троговых
участков крупных долин северного (и в меньшей мере, южного) склона
77
Центрального Кавказа (реки Баксан, Большой Зеленчук, истоки Ку-
бани и т. д.) и заполнение их моренными, флювиогляциальными и озер-
ными отложениями огромной мощности (до 100—250 лт). Подобные
переуглубления характерны и для других горных стран, испытавших
мощное верхнеплейстоценовое горно-долинное оледенение (так, напри-
мер, они широко известны в Альпах).
На Центральном Кавказе переуглубления развиваются в осевой
зоне горного сооружения, сложенной палеозойскими и лейасовыми об-
разованиями и испытавшей в новейшей стадии, и в том числе в антропо-
гене, максимальные поднятия. Эти переуглубления нельзя, по-видимому,
связать с гляциоизостатическим фактором. Действительно, средняя из-
быточная нагрузка на единицу площади в подвергшейся оледенению
осевой полосе Центрального Кавказа, судя по известной нам мощности
долинных ледников, была, вероятно, не более 100 т/м2; это могло вызвать
погружение земной коры не более чем на 30—35 м, что значительно
менее размера переуглублений. Кроме того, после «снятия» ледниковой
нагрузки эта зона должна была бы испытать быстрое «всплывание»,
тогда как в действительности, наоборот, по мере отступления ледников
происходило постепенное заполнение переуглубленных участков обло-
мочным материалом. Очевидно, переуглубления отдельных участков до-
лин следует связывать с особенностями деятельности горно-долинного
ледника: выработкой им отдельных экзарационных ванн, разделенных
ригелями, ролью конечных и стадиальных морен, как барьеров, служа-
щих местными базисами эрозии и вызывающих подпруживание и акку-
муляцию на вышележащих отрезках трога и т. д. Однако в образовании
некоторых аномально крупных переуглублений верхних участков ледни-
ковых долин (до 400 м на р. Тереке) существенная роль принадлежит
и тектоническому фактору. Поэтому вопрос о природе переуглубления
в каждом конкретном случае подлежит всестороннему анализу.
Выше уже отмечалось, что гипсометрическое положение главных
базисов эрозии кавказских рек — уровней Черноморского и Каспийского
бассейнов — подвергалось в течение неотектонической стадии сущест-
венным колебаниям. Это относится не только к плиоценовой, но и к чет-
вертичной истории замкнутого водоема Каспия. Судя по наблюдениям
на его относительно стабильных платформенных побережьях, уровень
хвалынского бассейна (Q3) был выше, чем уровни бакинского (Qi) и ха-
зарского (Q2) бассейнов. Следовательно, разность отметок морских
террас на поднимающемся Кавказском побережье Каспия, например
террас Qi и Q3, должна быть меньше, чем амплитуда поднятия за соот-
ветствующий интервал времени. В прибрежных зонах Каспия в послед-
нее время был обнаружен и прослежен ряд затопленных древних бере-
говых уровней (подводных террас). В. Г. Рихтер разработал методику
установления их геологического возраста, основанную на их относитель-
ной деформированное™, которая сравнивается с таковой «надводных»
морских террас, развитых на том же участке побережья. Полученные
результаты позволяют установить, что размах колебаний уровня Каспия
на протяжении антропогена измерялся многими десятками (а может
быть, и более сотни) метров (рис. 5).
Существенные колебания испытывал в антропогене и уровень Чер-
ного моря, максимально поднимавшийся в межледниковые эпохи, когда
Черное море соединялось с Средиземным, и резко падавший во время
оледенений, когда оно превращалось в обширное солоноватое озеро.
В частности, во время последнего оледенения уровень Новоэвксинского
озера — моря упал, по крайней мере метров на 40 ниже современного
(а может быть и гораздо ниже), что вызвало интенсивный врез низовьев
рек Черноморского бассейна (в том числе и Кавказских) и значитель-
ное переуглубление их долин (до 30—40 м) при последующей древне-
черноморской трансгрессии. Эти явления должны обязательно учиты-
78
ваться при использовании уровней Черноморских и Каспийских морских
террас как показателей вертикальных четвертичных движений в Кав-
казской области (рис. 6 и 7).
При выявлении неотектоники котловин морей, омывающих Кав-
казский перешеек, ведущую роль приобретает детальное изучение под-
водного рельефа. В последние годы в этом рельефе обнаружено и иссле-
Рис- 5. Положение древних бере-
говых линий на подводном скло-
не западной части Среднего
Каспия. По В. Г. Рихтеру, 1962.
1 — положение древней берего-
вой линии; 2 — то же установ-
ленное при обработке гидрогра-
фических карт; 3 — положение
береговой линии по данным
Н. С. Скорняковой; 4 — наличие
береговой линии при обработке
гидрографических карт не уста-
новлено
довано много молодых тектономорфных элементов (антиклинальные
гряды и синклинальные желоба на дне Южного Каспия, сбросовые
уступы и погрузившиеся горные хребты в периферических зонах Чер-
ного моря и т. д.).
Изучение подводного рельефа дает наибольший результат в соче-
тании с исследованием донных осадков, бурением на мелководных участ-
ках дна и сейсморазведочными работами.
Важнейшее значение при изучении неотектоники имеют данные о но-
вейшем вулканизме Кавказа. Не касаясь здесь вопросов связи вулка-
низма и тектоники, представляющих особое направление исследований,
упомянем лишь о роли молодых вулканических образований, как инди-
каторов активных в неотектонической стадии структур. Так, расположе-
ние цепочек центров извержений маркирует положение «живых» разло-
мов и трещин большой глубины заложения, а положение наиболее
крупных полигенных вулканических массивов обычно бывает связано
с узлами пересечения активных разломов (например, положение Эль-
брусского или Верхнечегемского массивов). В ряде районов молодые,
в частности, миоплиоценовые и верхнеплиоценовые вулканогенные
толщи оказываются сильно дислоцированными; они могут слагать целые
системы линейных или брахиморфных складок (например, на Цалкин-
ском плато и в других районах Ахалкалакского нагорья), крупные оваль-
ные (хр. Цахкуняц, Мокрые горы, Гегамское нагорье) и округлые подня-
тия (Арагац) или обширные и глубокие вулкано-тектонические впадины
(Верхнечегемская). В их рельефе иногда бывают прекрасно выражены
четвертичные сбросы (западное побережье оз. Севан) и т. д. О роли
новейших эффузивов в консервации древних денудационных поверх-
ностей и террас, служащих показателями неотектонических движений,
а также значении продуктов извержения как средств корреляции собы-
тий в горной области и смежных прогибах говорилось выше.
79
Схема деформаций древних береговых линий Каспийского моря По П. В. Федорову. 1951
НОИОКйСПИЙГКЯМ. 9 пломнамт,-	„	........... ,	f
Узунларское озеро -
вышестеВлиевская- '
Устое р. НатанеВи-
Чаква. -
Тобечикское озеро
Героевское
Анапа ь
Сукко
Мыс Литвинова-
Мыс Кут -
Мыс Тузла -
Гелендлсик- Дзнанют- Мыс Чдукопас -			6 0 /С/2	
Устье р. Пшада - Ветта- Архипо - Осаповка- Джубга - Тенганка^ Мыс Вескровный- Мыс Агрия - Устое р. А гой - Туапсе - luencu - Макопсе- Аше- Лазаревское- Шахе- Лоо - Сочи -	1			1	ъ о- В 1 1 1 1
Хоста- Адлер - Леселидэе - Гагра -	!			1 1 } *
Устоер. бзозВи - Гу даута - Новый Афон - Устье р Гимиты- Сухуми - Гулорипш. - Устоер. Кодор -	1			1 а 1 1 1
Очемчире_
Устое р. Рианн
Хотя землетрясения непосредственно связаны лишь с современными
движениями Кавказа, данные о площадном распространении эпицент-
ров, глубинах очагов и их динамических параметрах (например, сме-
щений и ориентировки осей напряжений), об особенностях распростра-
нения сейсмических волн, в частности, об их экранировании и поглоще-
нии сейсмической энергии вдоль определенных зон (зон региональных
разломов глубокого заложения) — имеют большое значение для пони-
мания характера новейших тектонических деформаций, выявления моло-
дых глубоких разломов и т. д.
Для выявления и приблизительной оценки амплитуды новейших
тектонических движений в ряде случаев представляют интерес данные
биологических наук и археологии. Так, тщательное изучение ископаемой
териофауны Кавказа позволило Н. К. Верещагину восстановить картину
развития ландшафтов этой области, начиная с неогена, и прийти к очень
важному для нас выводу о том, что горный рельеф с высотами до 2 км
и более, судя по автохтонному развитию приспособившихся к нему групп
млекопитающих («горное мезофитное ядро териофауны»), непрерывно
существовал на Кавказе с миоплиоцена и что в последующее время
горы Кавказа никогда не испытывали полной пенепленизации.
К сходным выводам приводит и изучение современной высокогор-
ной флоры Кавказа, в значительной степени унаследованно развивав-
шейся здесь с неогенового времени. По мнению Р. А. Федорова (1952),
«для ботаника-географа совершенно неприемлемо представление неко-
торых геологов (Л. А. Варданянц и др.) о полной пенепленизации Кав-
каза в плиоцене и исключительно четвертичном поднятии этой горной
страны. Наличие на Кавказе богатейшей автохтонно-альпийской флоры
определенно свидетельствует о том, что Кавказ в плиоцене и ранее был
уже высокими горами (не ниже 3000 м абс. высоты) и продолжал свое
поднятие в четвертичное время». Эти представления разделяют и другие
геоботаники.
Л. И. Маруашвили в своих работах показал, что геоботанический
метод может быть использован и для анализа локальных четвертичных
вертикальных движений. Так, например, резкие различия в абсолютной
высоте верхней границы распространения темнохвойных лесов в Запад-
ной Грузии могут указывать, по его мнению, на то, что Сванетский хре-
бет поднялся с миндель-рисского времени на 400 м, а Лечхумский хре-
бет — на 200 м выше, чем зона предгорий.
Значение археологических данных как показателей тектонических
движений четвертичного времени хорошо показал В. П. Любин (1961).
Этот исследователь считает, что для объяснения возможности заселения
Кавказа от предгорий до склонов главных водораздельных хребтов
(например. Южная Осетия) предками человека уже в раннеашельское
время (т. е. в раннем плейстоцене) и их проникновения через Кавказ-
ские горы в Предкавказье, даже при более благоприятном, чем в на-
стоящее время природном окружении (более теплый климат, богатая
фауна и флора), необходимо допустить, что амплитуда последующих
четвертичных поднятий в водораздельной зоне Главного Кавказского
хребта достигала 1000—1500 м, поскольку в этом случае перевалы сре-
динной части Большого Кавказа располагались бы в начале антропогена
на высотах 1500—2000 м и не служили бы серьезным препятствием для
расселения предков человека, а многие районы современных высоко-
горий представляли бы собой в то время средневысотные горы. Археоло-
гический метод путем датировки тех или иных геоморфологических
уровней может в ряде случаев дать твердую основу для суждения об
амплитуде эрозионного вреза, а следовательно, и об амплитуде тектони-
ческих поднятий. Так, например, в долине р. Джоджоры (Южная Осе-
тия) в нижнем культурном слое пещеры Кударо-I, расположенной ныне
на относительной высоте 250 м над рекой, В. П. Любин обнаружил
6 0731
81
остатки среднеашельской культуры (1961 и др.)- Если считать, что
в период обитания ашельцев вход в пещеру находился на уровне поймы,
то, исходя из глубины последующего эрозионного вреза в 250 м, ампли-
туду поднятия за это время можно определить приблизительно в 350—
400 м. Состав обнаруженных в этом же слое пещеры Кударо-I фаунисти-
ческих остатков подкрепляет это предположение: по мнению Н. К- Ве-
рещагина (1957), в эпоху их отложения этот район Закавказья был
относительно низким плоскогорьем.
Перейдем теперь к краткому рассмотрению некоторых методов гра-
фического обобщения и анализа данных, сведенных на карте суммарных
деформаций за всю неотектоническую стадию и на картах, изображаю-
щих движения за отдельные ее фазы.
1.	Интересные особенности неотектоники Кавказа выявляет карта
суммарных градиентов вертикальных движений за неотектоническую
стадию (такие же карты можно составить и для отдельных фаз) —
см. рис. 8. Методика ее построения заключалась в подсчете вертикаль-
ных превышений на единицу горизонтального расстояния. За послед-
нюю, исходя из масштаба использованной карты изобаз, был принят
отрезок в 10 км. Шкала вертикальных превышений, по которой прово-
дились изолинии равных градиентов вертикальных движений, или равных
уклонов была выбрана с учетом сечения изобаз на неотектонической
карте и включала градации от 0 до 0,1 км, 0,1—0,25 км, 0,25—0,5 км,
0,5—1 км, 1—2 км и более 2 км на 10 км расстояния, или, соответствен-
но, 0—0,01 км/км, 0,01—0,025 км!км, 0,025—0,05 км!км, 0,05—0,1 км)км,
0,1—0,2 км!км и более 0,2 км/км. Техника построений заключалась в сле-
дующем. На карту неотектоники Кавказа накладывалась восковка. С по-
мощью прозрачной градуированной линейки с делениями, равными 10 км
в масштабе карты, в соответствии с избранной шкалой производились
измерения уклонов между соседними изобазами вкрест их простирания
и намечались границы зон различных уклонов; затем та же операция,
так же вкрест простирания изобаз, выполнялась на соседнем участке
карты, и производилась интерполяция границ между этими участками.
Естественно, что там, где изобазы проходят взаимно параллельно, изо-
линии равных градиентов также тянутся параллельно им, а при непа-
раллельности смежных изобаз — могут пересекать их. Несомненно, что
составленная таким путем карта градиентов вследствие свойств исход-
ного материала (масштаба карты изобаз и их сечения) неизбежно дает
более смягченную, сглаженную картину, чем реальные градиенты, так
как множество мелких, хотя и резких, деформаций не находят на
ней отражения. Поэтому в ряде случаев, чтобы показать бесспорно
существующие зоны крутых уклонов, например, резких флексурооб-
разных нарушений и разломов, имеющие ширину менее 10 км, мы
выделяли подобные узкие зоны, например, знаком > 2 кж/10 км, даже
в тех случаях, когда амплитуда дифференциальных движений была
менее 2 км, но средний уклон внутри такой зоны удовлетворял ее вы-
делению.
Следует отметить также, что поскольку данная карта, как и карта
изобаз новейших движений, отражает суммарный результат вертикаль-
ных движений за большой интервал времени, постольку для неко-
торых районов, где знак движений испытывал изменения во времени,
сна выражает не сумму, а разность наклонов противоположного направ-
ления.
Карта суммарных градиентов новейших вертикальных движений
(см. рис. 8) нагляднее, чем карта изобаз; она позволяет выявить зоны
резких крутых новейших перегибов, флексур, которые, по-видимому, обу-
словлены разломами в метаморфическом фундаменте, хотя далеко не
всегда сопровождаются ими на поверхности. На этой карте очень отчет-
ливо выступает глыбовая, блоковая природа новейших деформаций в
82
ряде тектонических зон Кавказа, в частности, в Предкавказье, на Боль-
шом Кавказе и др., и сеть глубинных разломов нескольких направлений,
разделяющих крупные тектонические блоки. Из этой карты наглядно
выступает также связь районов новейшего складкообразования (обоб-
щенно показанных на ней) с зонами высоких градиентов вертикальных
движений; особенно эффектна в этом отношении Ширакско-Аджина-
урская зона плиоцен-четвертичных складок в Куринском прогибе, яв-
ляющаяся вместе с тем наиболее мощной зоной высоких градиентов
вертикальных движений. Подобная карта может облегчить геологиче-
скую интерпретацию данных по сейсмичности Кавказа.
2.	Карта суммарных градиентов новейших вертикальных движений
легко преобразуется в карту средних градиентов скорости вертикальных
движений за неотектоническую стадию путем некоторого изменения ее
условных обозначений. Поскольку длительность этой стадии составляет
около 10 млн. лет, постольку средние градиенты скоростей можно полу-
чить .путем умножения цифровой величины соответствующих изолиний
на 10 7. Так, например, градиенту движений 0,01 км/км соответствует
градиент скорости 0,01 • 10~7= I-9 км/км -год, а градиенту движений
0,1 км/км— градиент скорости I-8 км/км-год. Составленная таким
путем карта средних градиентов новейших движений Кавказа весьма
сходна в принципе с аналогичной картой, составленной Г. И. Рейснером
(1960) для Северного Тянь-Шаня. Естественно, что показанные на обеих
картах средние градиенты неизбежно меньше, чем истинные градиенты
имевших место дифференциальных движений, вследствие того, что пос-
ледние часто протекали не в течение всей новейшей стадии, а более ко-
роткого срока.
3.	Аналогичным путем карта изолиний новейших вертикальных дви-
жений может быть преобразована в карту средних скоростей вертикаль-
ных движений за новейшую стадию путем умножения величины изоли-
ний на 10-7. Так, зонам максимальных новейших поднятий и опусканий
порядка 5 км будут соответствовать средние скорости вертикальных
движений порядка ±5Х10-7 км/год или ±0,5 мм/год.
Преобразование карты четвертичных вертикальных движений в кар-
ту средних скоростей с учетом длительности антропогена 500 000 лет
показывает, что в зонах максимальных четвертичных поднятий и опуска-
ний порядка ± 1 км средние скорости вертикальных движений за это
время составили ±0,2-10 км/год=±2 мм/год. Таким образом, макси-
мальные средние скорости вертикальных движений в антропогене ока-
зываются в 4—5 раз больше, чем средняя максимальная скорость их за
всю неотектоническую стадию, и, вероятно, лишь в 2—5 раз меньше, чем
установленные геодезическими методами максимальные скорости совре-
менных вертикальных движений на Кавказе, достигающие, по данным
Н. В. Думитрашко и Д. А.. Лилиенберга (1963), ±4—6 мм./год, по дан-
ным Джикия (1965) — 8 мм/год (в районе Поти), а по данным В. А. Май-
ковой (1967) 10—12,7 мм!год (в районе Клухорского перевала);-
4.	Карта новейших вертикальных движений Кавказа в изобазах
может быть использована для количественной характеристики резуль-
татов поднятий и опусканий отдельных зон и всей Кавказской области
в целом как суммарных за всю неотектоническую стадию, так и за каж-
дую из ее фаз. Такими главными количественными показателями резуль-
татов вертикальных движений являются:
а)	максимальные суммарные амплитуды поднятий и опусканий
(относительно уровня моря) в разных неотектонических зонах;
б)	средние суммарные амплитуды поднятия и опускания, харак-
терные для тех или иных неотектонических зон;
в)	площади этих зон, охваченных движениями одного знака, для
которых вычислены средние амплитуды вертикальных движений и, на-
конец.
6*
83
г)	объемы новейших структур (поднятий и впадин), образовавшихся
в неотектоническую стадию (вычисленные от уровня моря).
Методика этих подсчетов и их результаты рассматриваются в спе-
циальном разделе этой работы.
ГЛАВА V
ОСНОВЫ
НЕОТЕКТОНИЧЕСКОГО
РАЙОНИРОВАНИЯ
КАВКАЗА
Региональный обзор новейшей тектоники Кавказа мы дадим по
крупным зонам и районам, существенно различающимся по характеру
своего тектонического развития в позднемиоценовое, плиоценовое и
четвертичное время. Какие же принципы должны быть положены в ос-
нову такого подразделения? По-видимому, в основу районирования
следует положить не какой-либо один, а несколько критериев. Однако
важнейшими критериями, с точки зрения которых должно проводиться
выделение главных неотектонических зон или областей, являются харак-
терные для них основная направленность и интенсивность новейших
вертикальных тектонических движений. Выделяемые по этому признаку
неотектонические зоны, как правило, в большинстве своем не являются
новообразованиями, но, напротив, в целом явно унаследованы от тек-
тонического плана предшествующей, раннеорогенной стадии развития
Кавказа, хотя границы этих зон и направление движений на отдельных
их участках и претерпевают в позднеорогенную (новейшую) стадию не-
которые изменения, а интенсивность движений может меняться еще бо-
лее резко; значительно резче проявляется инверсия знака преобладаю-
щих движений в периклинальных зонах.
К числу главных неотектонических зон принадлежат (см. рис. 9):
I.	Платформенная область Предкавказья с относительно неболь-
шой или умеренной (обычно до ± 0,5 км, изредка до ± 1,5 км) ампли-
тудой новейших вертикальных движений. Эта область целиком при-
надлежит Скифской эпигерцинской плите.
II.	Краевые (предгорные) прогибы с преобладанием на их площади
значительных (до—1—3 км) новейших дифференцированных опуска-
ний, унаследованных от раннеорогенной стадии.
III.	Сводово-глыбовое поднятие (горное сооружение) Большого Кав-
каза с преобладанием значительных (до +3 +5 км) новейших унасле-
дованных воздыманий.
IV.	Области периклинальных погружений сооружения Большого
Кавказа (и Горного Крыма) — Керченско-Таманская и Апшероно-Ко-
быстанская, в которых глубокие погружения, господствовавшие в ранне-
орогенной стадии и даже в начале позднеорогенной (неотектонической)
стадии постепенно сменяются в течение этой стадии незначительными
поднятиями, и лежащая на продолжении Апшероно-Кобыстанской пе-
риклинальной области Южно-Каспийская область глубоких новейших
дифференцированных унаследованных опусканий, по-видимому, пред-
ставляющая в современной структуре Кавказа остаточную геосинкли-
наль.
V.	Пояс Закавказских межгорных прогибов, в пределах которых
преобладают значительные (до — 3—7 км) дифференцированные новей-
шие опускания.
VI.	Сводово-глыбовое поднятие (горное сооружение) Малого Кав-
каза с преобладанием значительных (до +2 + 3,5 км) новейших уна-
следованных воздыманий.
84
VII.	Среднеараксинский межгорный прогиб, втянутый в новейшей
стадии в весьма слабое абсолютное поднятие, но продолжающий испы-
тывать по сравнению с сооружением Малого Кавказа некоторое отно-
сительное опускание, унаследованое от более интенсивного погружения,
происходившего в раннеорогенной стадии.
VIII.	Талышское поднятие.
IX.	Глубоководная субокеаническая Черноморская впадина, испыты-
вавшая опускание и расширение в неотектонической стадии.
При подразделении этих главных неотектонических элементов на еди-
ницы меньшего ранга, прежде всего, необходимо учитывать те же крите-
рии, т. е. направленность, размах новейших движений и их соотношения
с предшествующим тектоническим развитием. Так, районы, входящие
в состав единой крупной области, могут существенно отличаться по
амплитуде новейших вертикальных движений, а некоторые из них —
даже обладать знаком движений, обратным тому, который характерен
для большей ее части. В отличие от главных неотектонических об-
ластей, в большинстве своем являющихся по знаку преобладающих
движений унаследованными от предшествующей стадии тектоническо-
го развития, на отдельных их участках чаще наблюдаются признаки
тектонической перестройки и новообразований, вплоть до полного обра-
щения знака движений. Этот критерий является одним из важнейших
для выделения в пределах неотектонических областей самостоятельных
неотектонических районов.
Кроме того, при выделении последних необходимо учитывать такие
признаки, как:
а)	степень дифференцированности вертикальных движений и мор-
фологический характер создаваемых ими новейших структур (напри-
мер, сводовые, глыбовые, моноклинальные формы и т. д.);
б)	проявления складкообразовательных движений определенного
кинематического и генетического типа;
в)	проявления движений по разломам того или иного типа (сбро-
сы, взбросы, надвиги и т. д.), отличающиеся от таковых в смежных рай-
онах (крутые активные в новейшей стадии разломы и флексуры в ряде
случаев могут рассматриваться как границы неотектонических районов
и областей);
г)	проявления новейшего эффузивного и интрузивного магматиз-
ма того или иного типа и особенности состава продуктов, свойственные
отдельным районам.
Как правило, отдельные неотектонические районы выделяются по
совокупности нескольких признаков. При неотектоническом райониро-
вании необходимо учитывать также данные о сейсмической активности
тех или иных территорий.
Следует указать, что хотя в приводимом ниже региональном обзо-
ре автор стремился описать все неотектонические зоны и районы с еди-
ных позиций, тем не менее полнота, детальность и аргументированность
характеристик неотектоники отдельных районов неизбежно оказались
несколько различными в связи со спецификой материала, положенного
в основу анализа неотектоники тех или иных районов, и с разной сте-
пенью их изученности. Главные неотектонические элементы Кавказа,
а также большая часть более мелких единиц неотектонического райони-
рования показаны на рис. 9.
ЧАСТЬ ВТОРАЯ
РЕГИОНАЛЬНЫЙ ОБЗОР
НЕОТЕКТОНИКИ
КАВКАЗА
ГЛАВА 1
ПЛАТФОРМЕННАЯ
ОБЛАСТЬ ПРЕДКАВКАЗЬЯ
Самая северная часть описываемой территории, лежащая к северу
от поднятия Большого Кавказа и Предкавказских предгорных проги-
бов, характеризуется относительно слабыми, реже умеренной интенсив-
ности новейшими вертикальными движениями разного знака, в общем
с преобладанием опусканий над поднятиями (по площади). Амплитуды
новейших вертикальных движений на большей части площади этой
зоны, как правило, не превышают ± (0,25—0,5 км) и лишь в самой
южной ее части местами возрастают до ± (1—-1,5 км).
Дифференциация новейших вертикальных движений и их градиен-
ты в платформенной зоне невелики, но в общем также возрастают в ее
южной части. Проявления новейшей складчатости на большей части
зоны отсутствуют, за исключением нескольких участков развития плат-
форменных брахиморфных плакантиклинальных структур, активных
в неотектонической стадии. Единственный участок молодых магматиче-
ских проявлений расположен у границы с Большим Кавказом. Северная
граница этой зоны является неопределенной. По-видимому, было бы
неправильно совмещать ее с границей Русской и Скифской платформы,
так как тогда мы должны были бы включить в состав Предкавказья
и Донбасс. Условно при дальнейшем описании и количественных под-
счетах показателей новейших движений в Кавказской области мы будем
принимать за такую «границу» южный край Азовского выступа, Юж-
но-Ергенинского поднятия и Промысловской зоны погребенных подня-
тий (т. е. северный край Манычского прогиба) и ее продолжения
в Северном Каспии. Однако по существу, учитывая резко отличный
характер неотектонического развития, более южным зонам Кавказской
области со свойственными им огромными амплитудами новейших движе-
ний можно противопоставить не только относительную узкую полосу,
лежащую к югу от указанной границы, но в принципе — и всю Скиф-
скую, и Русскую платформы.
Проведение южной границы платформенной зоны также вызывает
некоторые затруднения. Возникают вопросы — куда относить северные
крылья Предкавказских предгорных прогибов — Кубанского и Терско-
Каспийского, а также Восточно-Кубанский прогиб — к платформе или
Кавказскому орогенному поясу? Мы приняли первую точку зрения по
обоим вопросам. Северные крылья обоих глубоких предгорных прогибов
мы отнесли к платформе, учитывая значительно меньшую глубину их но-
вейшего погружения (от 0 до 0,5—1 км), чем более южных зон этих
прогибов, их гораздо более простую новейшую структуру, а также гео-
логическую предысторию, т. е. то обстоятельство, что они в отличие
от осевых и южных зон краевых прогибов, имеющих альпийское геосин-
клинальное основание, развились на эпигерцинском платформенном фун-
даменте, который и в настоящее время залегает в их пределах относи-
тельно близко к поверхности, тогда как в осевых и южных зонах про-
гибов он глубоко погружен. Относя северные крылья обоих прогибов
к платформенной области, а их осевые зоны и южные крылья — к оро-
генному поясу, мы отдаем себе отчет в том, что проводили эту грани-
89
цу главнейших неотектонических областей внутри единых в новейшей
стадии депрессионных структур. Однако нельзя не учитывать гетеро-
генность последних, качественные отличия в структуре и истории раз-
вития разных частей этих депрессионных зон. Если бы мы не принимали
во внимание эти факторы, мы должны были бы все краевые синеклизы
(зоны перикратонных опусканий) платформ, открывающиеся в стороны
одновозрастных краевых прогибов, объединять с последними в качестве
единых тектонических элементов (например, Вилюйскую синеклизу и
Предверхоянский краевой прогиб, верхнепалеозойскую Восточно-Русскую
впадину и Предуральский краевой прогиб и т. д.), что, несомненно,
было бы неправильным. Между тем плоские северные крылья Кубан-
ского (Кубано-Индольского) и Терского (Терско-Каспийского) прогибов
в позднеальпийской структуре Восточно-Европейской платформы
(включая Скифскую плиту) играют как раз подобную роль краевых
синеклиз. При таком решении проблемы остается некоторая условность
в том, где именно следует проводить границу северных платформенных
крыльев обоих краевых прогибов с их осевыми зонами. К этим частным
вопросам мы вернемся при рассмотрении неотектоники соответствующих
прогибов.
Восточно-Кубанский прогиб, как известно, не обладает всеми чер-
тами типичного краевого прогиба. Его либо считают вырожденным,
«недоразвитым» краевым прогибом, либо даже — платформенным про-
гибом (М. В. Муратов). Предгорным прогибом, т. е. краевым прогибом
на стадии интенсивного горообразования, накапливающим относительно
грубые верхние молассы, Восточно-Кубанский прогиб не был, так как
на этой стадии как зона абсолютного опускания он почти целиком
отмер. Поэтому в структурном плане позднеорогенной стадии он должен
быть включен в состав платформенной области Предкавказья.
При первом взгляде на карту изобаз новейших вертикальных дви-
жений сразу бросается в глаза господство поперечной, тектонической
зональности — наличие обширных впадин Приазовской и Прикаспий-
ской — на западе и востоке и сложно построенной субмеридиональной
Ергенино-Ставропольской системы поднятий между ними. Правда, во
всех трех структурах более или менее ясно выступают относительно
узкие зоны субширотных новейших прогибов и поднятий, но они скорее
представляют осложнение более крупной поперечной зональности.
Однако, если сравнить карты тектонических деформаций для от-
дельных фаз новейшей стадии, то отчетливо выявляется резкая пере-
стройка общего тектонического плана Предкавказья — с субширотной,
продольной зональности на субмеридиональную, поперечную. Продоль-
ная зональность последний раз исключительно резко проявилась в на-
чале раннеорогенной стадии — особенно в майкопский век, когда су-
ществовал единый Предкавказский прогиб. Затем в течение среднего
и позднего миоцена продольная зональность стала осложняться все
более усиливающимися сначала относительным, а затем абсолютным
поднятием Ставропольского свода, но еще в начале позднеорогенной
стадии, т. е. в конце миоцена — начале плиоцена продольная зональ-
ность все еще превалировала. Это выражалось в том, что вся северная
часть Предкавказья, лежащая к северу от Манычского прогиба и его
восточного продолжения, являлась зоной воздыманий (по-видимому,
с локальными продольными поднятиями вдоль ее южного края), а юж-
ная часть испытывала дифференцированные погружения, нараставшие
к югу и уменьшавшиеся вплоть до нуля к северу, а также в стороны
постепенно разраставшихся поперечных поднятий, находившихся в Цен-
тральной части Степного Крыма (за западной рамкой карты), на Став-
рополье и в средней части Каспийского моря.
На протяжении позднего сармата — мэотиса — понта интенсивность
погружения в южной зоне с рядом колебаний постепенно ослабевала,
90
однако бассейны, существовавшие во впадинах этой зоны, все же сооб-
щались между собой узкими проливами, приуроченными к продольным
прогибам (к северу от Ставропольского и Среднекаспийского? под-
нятий)
Лишь в среднем плиоцене, в период огромной регрессии Каспия,
продольная зональность полностью исчезает. В позднем плиоцене и
антропогене благодаря усилению опусканий на северном крыле Терско-
го прогиба, возобновившемуся после длительного перерыва глубокому
погружению Северо-Прикаспийской впадины, превращению Средне-
каспийского свода в область значительного опускания и менее значи-
тельным дифференцированным опусканиям восточного участка Доно-
Каспийского вала, или так называемого «погребенного кряжа
Карпинского», создается огромная субмеридиональная Каспийская
зона погружений. Северная часть ее лежит в пределах древней Рус-
ской платформы, средняя — в пределах эпипалеозойских Скифской и
Туранской плит, а южная — в пределах альпийского орогенного пояса.
Западнее в результате усиления поднятий в Ставрополье и Ергенях
резко выступает столь же крупная субмеридиональная зона воздыма-
ния, также уходящая на юг в Альпийский орогенный пояс — Транскав-
казское поперечное поднятие.
Наконец, еще западнее, в позднем плиоцене — антропогене продол-
жает развиваться северное крыло Кубано-Индольского прогиба — Азов-
ская впадина — элемент Азово-Черноморской зоны поперечного погру-
жения. Вследствие разрастания Ставропольского свода и других звеньев
Транскавказского поперечного поднятия, границы последнего все более
смещаются на запад и восток в стороны северных крыльев предгорных
прогибов, а Манычский и Восточно-Кубанский прогиб постепенно от-
мирают.
Рассмотренный выше процесс тектонической перестройки платфор-
менной зоны Предкавказья в течение новейшей стадии позволяет вы-
делить в ее пределах неотектонические элементы нескольких типов,
с разными тенденциями вертикальных тектонических движений: 1) рай-
оны устойчивых, постепенно усиливающихся поднятий (Азовское, Став-
ропольское, Ергенинское, Минераловодское); 2) районы поднятий,
втянутые в ходе новейшей стадии в общее блоковое опускание (Средне-
каспийский блок); 3) районы дифференцированных поднятий, втянутые
в дифференцированное же погружение, с продолжающимся ростом ло-
кальных структур (восточное продолжение «кряжа Карпинского»,
или Ачинеро-Промысловский район); 4) районы прогибания, постепен-
но ослабевавшего или вовлеченные в слабое «пассивное» поднятие в те-
чение новейшей стадии (Манычский, Восточно-Кубанский прогибы);
5) районы прогибания, возрожденного в ходе новейшей стадии (При-
каспийская синеклиза); 6) унаследованные прогибы, испытывавшие
устойчивое, почти непрерывное опускание в течение новейшей стадии
(северные крылья Кубано-Индольского и Терского прогиба).
Перейдем к краткой характеристике неотектоники тех из выде-
ленных районов, которые попадают в принятые нами рамки Кавказа.
В северной части Предкавказской равнины, к югу от Ергенинского
поднятия расположена зона Манычского прогиба и его западное про-
должение в районе г. Сальска. Манычский прогиб представляет собой
длительно развивавшуюся узкую депрессию, связанную с одноименной
зоной продольных глубинных разломов. В новейшей структуре он от-
четливо выражен лишь на своем среднем участке, орографически сов-
падающем с оз. Маныч-Гудило. Главные опускания в зоне Манычского
прогиба имели место на предшествующих стадиях альпийского цикла,
а с конца сармата-мэотиса абсолютное погружение составило здесь не
более 100—200 м; в антропогене же на большей части прогиба опуска-
ния полностью прекратились. Однако относительно смежных — Ерге-
91
нинского и Ставропольского поднятий Манычский прогиб испытал
значительно большее погружение. В целом как неотектоническая струк-
тура Манычский прогиб представляет унаследованную, точнее — оста-
точную, постепенно отмирающую депрессию с очень пологим южным
и более крутым северным крылом, выполненную сарматскими, понти-
ческими, а также прерывисто развитыми маломощными верхнеплиоце-
новыми и четвертичными осадками. Если миоцен и трансгрессивно зале-
гающий понт выполняют пологую синклиналь, то вышележащие
морские, лиманные и континентальные отложения залегают ингрессивно
и вложены в неоднократно подновлявшуюся эрозионно-тектоническую
ложбину.
На востоке, в районе севернее Арзгира шарнир прогиба испыты-
вает пологое поперечное воздымание, а восточнее, в бассейне р. Восточ-
ного Маныча синклиналь вновь углубляется и расширяется. Еще далее
к востоку (западнее сел. Ачинеры) геоморфологическими наблюдениями
(сужение долины, увеличение глубины вреза и т. д.) выявлена еще одна
положительная ундуляция шарнира прогиба — Восточно-Манычское
поднятие (Якушева, Сягаев, Чистяков, 1962), а затем, в левобережье
р. Кумы Манычский прогиб как бы «расплывается», сливаясь с север-
ным крылом Терского краевого прогиба. Аналогичная, но более резкая
положительная ундуляция шарнира Манычского прогиба имеет место
в его западной части, в районе г. Сальска, где она связана с длительно
развивавшимся и проявлявшим некоторую активность и в плиоцене —
антропогене Сальским поперечным выступом, связанным, по-видимому,
с системой поперечных разломов, пересекающих Манычский прогиб и
смежные с ним тектонические зоны. Положительные ундуляции отчет-
ливо проявляются в деформациях продольных профилей ложа разных
горизонтов четвертичных отложений в зоне Манычского прогиба (По-
пов, 1955).
К западу от Сальского поперечного выступа Манычская зона вы-
ражается лишь в виде перегиба (с понижением к югу) на границе
между Азово-Кубанской впадиной на юге и поднятием эпигерцинской
платформы (восточным продолжением Донбасса) на севере. К этому
перегибу приурочена долина р. Маныча (ныне Веселовское водохра-
нилище).
Центральное положение в структуре Предкавказья занимает Став-
ропольское поднятие, выраженное в рельефе одноименной возвышен-
ностью, или плато. На протяжении всей альпийской истории Предкав-
казья, за исключением палеогена и начала миоцена, Ставропольское
поднятие проявляло себя как область абсолютного или относительного
воздымания, и оно полностью сохранило эту тенденцию в течение нео-
тектонической стадии. С сармата в своей юго-западной наиболее при-
поднятой части и с мэотиса — в северо-восточной оно выступает как
область умеренных сводовых воздыманий, осложненных унаследован-
ным ростом ряда локальных платформенного типа складчатых струк-
тур (рис. 10). Полого периклинально залегающие отложения понта
и верхнего плиоцена присутствуют лишь на крыльях поднятия. Геолого-
геоморфологический анализ позволяет выявить несколько фаз воздыма-
кия Ставропольского поднятия, разделенных фазами некоторого опуска-
ния и выравнивания рельефа: допонтическую фазу воздымания,
понтическую стадию выравнивания и опускания, доакчагыльскую (сред-
неплиоценовую) фазу подъема, акчагыльскую фазу выравнивания и
некоторого опускания и, наконец, послеакчагыльскую (апшерон-четвер-
тичную) стадию подъема, которая в свою очередь может быть подраз-
делена более дробно.
Морфологически в новейшей структуре Ставропольское поднятие
представляет антеклизу ромбовидных очертаний. Узкие краевые зоны,
имеющие северо-восточное и западо-северо-западное простирание, ха-
92
растеризуются периклинальным зале-
ганием неогеновых слоев и сгущением
изобаз новейших поднятий, что связа-
но, по-видимому, с активностью крае-
вых разломов в палеозойском фунда-
менте. Во внутренней части поднятия,
за исключением зоны Южно-Ставро-
польского вала наблюдается весьма
пологий общий наклон к северо-севе-
ро-востоку. В большей северо-северо-
восточной части Ставропольской анте-
клизы амплитуды новейших поднятий
составляют от 0 до +0,5 км, а в мень-
шей — юго-юго-западной — достигают
+1 км и даже +1,25 км в сводовых
частях локальных поднятий. Этими
новейшими движениями в основном
определяется рельеф Ставропольской
возвышенности, или плато, контур ко-
торого на западе, на севере и на во-
стоке примерно совпадает с изобазой
+ 0,1 км. Следует отметить, что ромбо-
видная, почти квадратная форма, свой-
ственная Ставропольскому поднятию
в неотектонической стадии, существен-
но отличается от той формы, которую
она имела в течение предшествующих
стадий альпийской истории Предкав-
казья и которую она и ныне сохраняет
в структуре подошвы мезозоя. Новей-
шая перестройка структуры поднятия
выразилась главным образом в его
значительном расширении к востоку,
до линии Георгиевск — Прикумск. За-
падная и южная его границы, напро-
тив, были унаследованы от предшест-
вующего времени.
Наиболее приподнятая южная
часть Ставропольского поднятия —
Южно-Ставропольский вал — ослож-
нена целым рядом локальных брахи-
антиклинальных поднятий, преимуще-
ственно запад-северо-западного прости-
рания. Формирование их, по-видимому,
определялось блоковыми движениями
палеозойского фундамента, в структу-
ре которого Южное Ставрополье пред-
ставляет крупный антиклинорий [с вы-
ходами протерозоя и девона (?)] в ядре
(Невинномысское, Надзорненское, Ян-
кульское и др.). На крыльях некоторых
поднятий установлены разломы, сме-
щающие миоценовые и более древние
отложения. Развитие этих локальных
поднятий происходило длительно; оно
Рис. 10. Схематический геологический профиль через Ставропольское поднятие. По Л. С. Темину, 1958
началось еще в мелу или палеогене, но в значительной мере происхо-
дило в течение новейшей стадии, так как в их строении участвуют
дислоцированные сарматские отложения, а на южном крыле Невинно-
93
мысского поднятия сармат оборван сбросом с амплитудой в несколько
сотен метров (Сократов, 1960). Рост же Южно-Ставропольского вала
в целом продолжался в антропогене, как это убедительно показал
И. Н. Сафронов (1956) путем анализа деформаций продольного про-
филя террас р. Кубани. На отрезке долины от г. Черкесска до г. Кро-
поткина р. Кубань последовательно пересекает Восточно-Кубанский
прогиб, затем течет вдоль южного крыла и сводовой части Южно-
Ставропольского вала и, наконец, уходит в пределы Западно-Кубанской
впадины. По данным И. Н. Сафронова (1956), относительные высоты
уровней террас (в метрах) на этом участке изменяются следующим об-
разом * (табл. 5):
Таблица 5
Участки долины Кубаии Террасы и их возраст	' '—	Восточио-Ку- банский про- гиб (г. Чер- кесск)	Южно-Став- ропольский вал (г. Не- винномысск)	Его западное окончание (г. Армавир)	Восточное крыло Запад- не- Ку баи ского прогиба (г. Кропоткин)
VII Q3 VIII q2 IX Qi X N® Покровные галечники N®	28—30 45 100—120 180—200 250	35 60—70 120—150 200—220 350	30—35 50—60 100—110 170	30 35 40—45
Как видно из табл. 5, рост Южно-Ставропольского вала ска-
зался в повышении на 20—30% относительных высот всех террас
вплоть до среднеплейстоценовой по сравнению с высотами их в зоне
Восточно-Кубанского прогиба. Деформация верхнеплейстоценовых тер-
рас менее значительная и не превышает 10—15%. Таким образом, по-
следняя фаза интенсивного роста Южно-Ставропольского вала имела
место, видимо, в конце среднего — начале верхнего плейстоцена. На за-
падном окончании Южно-Ставропольского вала, у Армавира, вновь на-
чинается некоторое понижение уровней террас, которое далее быстро
прогрессирует в сторону Западно-Кубанской впадины.
Унаследованные воздымания, которые Ставропольское поднятие
продолжало испытывать в голоцене, отражается в строении речных
пойм, изученном С. К- Гореловым (1958). В отличие от широких,
с большой мощностью аллювия (преимущественно глинистого — пой-
менного и старичного) пойм Азово-Кубанской равнины (см. ниже),
для Ставрополья характерны узкие многоступенчатые поймы, в аллю-
вии которых преобладают русловые пески и супеси. На локальных под-
нятиях мощность аллювия пойм (в основном косослоистые пески с галь-
кой) не превышает 1—3 м и нередко выступает цоколь высотой до
нескольких метров. На склонах Ставропольского поднятия и в локаль-
ных прогибах подошва аллювия погружается, мощность возрастает
до 5—10 м, состав становится супесчано-суглинистым, поймы становятся
шире и утрачивают свою ступенчатость.
Лежащий к югу от Ставропольского поднятия Восточно-Кубанский
прогиб представляет наименее глубокий, узкий, просто построенный,
недоразвитый участок в системе краевых прогибов Предкавказья, что
позволяет некоторым исследователям (М. В. Муратов) считать его
платформенным прогибом Скифской плиты. Верхних моллас в нем
почти нет. В конце сармата абсолютные опускания постепенно прекра-
* Таблица приводится с некоторыми упрощениями; вверху нами добавлены на-
звания тектонических зон, пересекаемых долиной Кубани. Позднее А. В. Кожевников и
Г. И. Горецкий предложили более дробное расчленение кубанских террас. Однако вы-
явленная И. Н. Сафроновым положительная деформация террас Кубани в зоне Южно-
Ставропольского вала подтвердилась.
94
тились в его восточной, а в начале плиоцена и в западной части,
и прогиб по существу причленился к зоне эпигерцинской платформы.
В дальнейшем этот участок испытывал воздымание амплитудой от
О в западной части до 1 км в восточной, однако он заметно отставал
в интенсивности поднятия от Южно-Ставропольского вала и Большого
Кавказа. Это сказалось, в частности, в широком развитии четвертичных
аллювиальных отложений в осевой части Восточно-Кубанского прогиба
в левобережье Кубани и в относительном понижении террас последней
в его пределах (см. выше). Адыгейский погребенный выступ фундамента
в новейшей структуре себя не проявлял и играл роль южного крыла
западной части прогиба. В восточной части прогиба (до р. Уруп вклю-
чительно) все четвертичные террасы (кроме верхнеплейстоценовых)
даже в осевой его зоне имеют цоколь, а в западной части прогиба тер-
расы (на р. Лабе) приобретают аккумулятивный характер, что связано
с малой амплитудой поднятия или даже с преобладанием очень сла-
бых опусканий в новейшее время. Западную границу Восточно-Кубан-
ского прогиба (с Азово-Кубанской впадиной) условно можно провести
по изобазе 0 км, а южную (с поднятием Большого Кавказа) — между
изобазами +1 км и +1,5 км\ намечающийся здесь пологий пере-
гиб примерно совпадает с Черкесским глубинным разломом в фунда-
менте.
С востока Восточно-Кубанский прогиб ограничен Минераловодским
поперечным поднятием. Этот небольшой прямоугольный в плане под-
земный выступ фундамента Скифской плиты проявлял значительную тек-
тоническую активность в новейшее время. Несомненно, что поднятия
в его пределах имели место уже в среднем миоцене и сармате, но зна-
чительная доля их падает на неотектоническую стадию. Только с конца
акчагыла амплитуда поднятий составила в восточной части Минерало-
водского выступа около 620 м (абсолютная высота залегания акчагыла
у оз. Тамбукан), с начала антропогена — свыше 200 м (судя по высоте
цоколя апшеронской армянской террасы у г. Пятигорска), а за средний
и верхний плейстоцен — свыше 120 м (высота Горячеводской террасы).
Общую же амплитуду поднятий с конца сармата, учитывая отметки
современного рельефа Минераловодского выступа и полную денудацию
в его центральной части среднемиоценовых, майкопских и верхней части
эоценовых отложений, следует оценить в +1 + 1,5 км и даже более.
Границы Минераловодского выступа определяются разломами фунда-
мента, которые в чехле третичных отложений отражаются в виде флек-
сур, ограничивающих приподнятый Минераловодский блок с запада,
с севера и с востока. Особенно крутая Нагутская флексура, переходя-
щая в субширотный разлом типа крутого взброса, ограничивает Мине-
раловодский выступ с севера. Интересно отметить, что, по-видимому,
западное продолжение этого же разлома контролирует южный край
Ставропольского поднятия. Таким образом, Нагутский разлом имел
в неотектонической стадии шарнирный характер. От поднятия Большого
Кавказа Минераловодский блок отделяется восточным продолжением
Черкесского разлома, амплитуда которого здесь постепенно затухает.
К южной части Минераловодского выступа и смежному участку Боль-
шого Кавказа приурочено большое число гипабиссальных трахилипари-
товых интрузий миоплиоценового возраста, внедрившихся в виде маг-
матических диапиров, бисмалитов и лакколитоподобных тел в полого-
залегающие породы мела и палеогена (до Майкопа включительно).
Размещение этих тел контролируется, видимо, пересечением трех си-
стем глубоких разломов и трещин фундамента: широтных (восточное
продолжение Черкесского разлома и сопряженные с ним разрывы)
северо-северо-восточных (Эльбрусский разлом и параллельные ему тре-
щины) и юго-юго-восточных; разломы и трещины растяжения северо-
северо-восточного простирания, по-видимому, служат также путями
95
подъёма ювенильной углекислоты и циркуляции минеральных вод
в этом районе.
Район Кавказских Минеральных вод отличается наибольшей сейс-
мической активностью по сравнению с другими районами не только
Предкавказья, но и Центрального Кавказа (если не считать Казбек-
ского района); здесь часто имеют место землетрясения, некоторые из
которых достигают силы в 7 баллов (П. Н. Никитин, 1960). Особенно
сейсмичен восточный край Минераловодского выступа, где проходят
крутые субмеридиональные разломы фундамента.
Перейдем к новейшей тектонике северных крыльев Азово-Кубанской
и Терско-Каспийской краевых впадин. Прежде всего необходимо сказать
несколько слов о применяемой нами терминологии для обозначения
этих прогибов и отдельных их частей, поскольку в данном вопросе нет
полной ясности (см. табл. 6). Чтобы различать понятия альпийских
краевых прогибов в более узком смысле, без их северных платформен-
ных крыльев, и понятия прогибов в целом, включая их северные
платформенные крылья, мы будем именовать первые Кубано-Индоль-
ским и Терско-Кусарским краевыми прогибами, а вторые Азово-Кубан-
ской и Терско-Каспийской впадинами. Соответственно, мы будем гово-
рить о платформенных крыльях Азово-Кубанской и Терско-Каспийской
впадин. Однако обе эти впадины, в том числе их северные—платфор-
менные и осевые и южные — орогенные зоны подразделяются не только
на продольные элементы, но и на поперечные сегменты, примыкающие
к разным сегментам горных сооружений.
В тех случаях, когда речь идет только о позднеорогенной (неотек-
тонической) стадии развития краевых прогибов, лежащих перед расту-
щими горными сооружениями, мы будем как синоним употреблять так-
же термин предгорный прогиб.
Платформенные крылья краевых впадин в целом испытывали в но-
вейшую стадию довольно значительное, хотя и не непрерывное опуска-
ние. В зависимости от предшествующей геологической истории оно было
унаследованным или наложенным и на разных участках происходило не
вполне одновременно. В общем зоны максимального опускания посте-
пенно оттеснялись по простиранию впадин к западу и к востоку от
полосы Транскавказского поперечного поднятия (т. е. от Ставрополь-
ского свода).
Платформенное крыло Азово-Кубанской впадины ограничено с се-
вера Азовским выступом и западной частью Манычской зоны; эту гра-
ницу можно наметить примерно по изобазе —0,1 км. Границу плат-
форменного крыла впадины с ее осевой зоной (Западно-Кубанским
предгорным прогибом) можно условно совместить с изобазой погру-
жений — 1 км, к югу от которой новейшее опускание резко возрастает.
Восточная граница—со Ставропольским поднятием и отмершим Вос-
точно-Кубанским прогибом — проводится приблизительно по изобазе
0 км. Этот обширный район орографически выражен большей северной
частью Азово-Кубанской низменности и также большей северной частью
крайне мелководного Азовского моря. Для всего района характерен
чрезвычайно плоский аккумулятивный рельеф с абсолютными отметка-
ми, близкими к нулю, с очень слабой общей покатостью к западу
и юго-западу. Почти весь район обладает палеозойским складчатым
фундаментом. Лишь узкая полоска в северо-западной части района при-
надлежит к южному подземному склону Украинского щита. Фундамент
перекрыт чехлом меловых и кайнозойских отложений; мощность их
постепенно увеличивается к юго-западу почти от нуля до нескольких
километров, в том числе отложений верхнего сармата — антропогена —
от нуля до 1 км.
В отличие от отложений мела и палеогена, образующих в северной
и северо-восточной части района систему длительно развивавшихся
96
7 0731
Подразделение краевых впадин Предкавказья на продольные и поперечные зоны
Таблиця 6
Краевые впа- \дины в це- Их	ЛОМ поперечные участки				Азово-Кубанская впадина				Минераловодское поперечное поднятие	Терско-Каспийская впадина		
				Индоло-Сиваш- ский участок	Азовский учас- ток	Ейско-Кубан- ский участок	Восточно- Кубанский участок		Терско-Кумский участок	Кусаро-Каспий- ский участок	
Альпийский орогенный пояс	Платформа	I Северные (внеш-	S S О) й я ; S В з 5 S о д с <и ₽ и Е Т О Е -ч * S со и О) S	| участки	Северное платформенное крыло Азово-Кубанской впадины					Северное платформенное крыло Терско-Каспийсксй впадины		
				Индоло-Сиваш- ский участок се- верного крыла	Азовский учас- ток северного крыла	Ейско-Кубан- ский участок се- верного крыла	Восточно- Кубанский остаточный прогиб		Терско-Кумский участок северного крыла	Среднекаспий- ский участок се- верного крыла (Среднекаспийский блок)	
	Осевые и южные (внут- ренние) зоны краевых впадин (предгорные прогибы) и их попе- речные участки			Ивдоло-КубанскИй краевой (предгорный) прогиб					Терско-Кусарский краевой (предгорный) прогиб		
				Индольская цен- триклиналь	Южно-Азовский краевой прогиб	' Западно-Кубан- ский предгорный прогиб			Терский (Терс- ко-Дагестанский) предгорный прогиб	Кусарский пред- горный прогиб	Приапше- ронский краевой прогиб
	£ с	области их поперечных погружений		Горное сооруже- ние Крыма	Керченско-Та- манская область поперечного по- гружения	Горное сооружение Большого Кавказа					Апшеро- но-Кобыс- танская пе- риклиналь- ная область
				Восточный Крым		Северо-запад- ный сегмент	Центральный сегмент		Восточный сег- мент	Юго-восточный сегмент	
платформенных поднятий (Ейско-Березанская система погребенных
поднятий и ее западное подводное продолжение) верхнемиоценовые,
плиоценовые и четвертичные отложения обладают лишь общим чрезвы-
чайно пологим наклоном слоев в сторону осевой зоны впадины. Если
в западной части платформенного крыла впадины господствуют южные
падения слоев, то восточнее в связи с ее центриклинальным замыка-
нием они сменяются на юго-западные и западные. На этом общем фоне
в верхнемиоценовых и нижнеплиоценовых отложениях слабо намечают-
ся лишь некоторые унаследованно развивавшиеся вилообразные струк-
туры Ейско-Березанской зоны (Щерик, 1957); большинство же их пол-
ностью прекратило в новейшее время свое развитие.
Темп погружений и степень их компенсаций осадконакоплением в
течение новейшей стадии не оставались постоянными. В позднем сар-
мате, мэотисе и понте погружения были относительно небольшими
(100—300 м) и за исключением восточной периферии впадины, посте-
пенно смещавшейся к западу, примерно компенсировались накопле-
нием мелководноморских терригенных осадков. В среднем плиоцене
(киммерии) происходит резкое погружение (до 500 м у южного края
района), постепенно ослабевающее в течение позднего плиоцена. По-
ступление обломочного материала в этот период превышает скорость
погружения, что приводит к постепенному оттеснению бассейна в район
низовий Кубани,
В четвертичное время опускания в пределах большей части плат-
форменного крыла Азово-Кубанской впадины постепенно прекратились,
и оно начало вовлекаться в слабое поднятие. Суммарная амплитуда
его за весь антропоген, по данным И. А. Масляева, колеблется от
50—100 м в северной и восточной частях почти до нуля у юго-запад-
ного края описываемого района.
Согласно И. Н. Сафронову (1961), долины рек Азово-Кубанской
равнины между р. Кубанью и р. Бейсугом заложены в отложениях
нижнечетвертичной террасы, а севернее р. Бейсуга — в нижнечетвер-
тичных суглинках и верхнеплиоценовых скифских глинах.
Интересные данные о строении и распределении мощностей отло-
жений пойм Азово-Кубанской равнины приводит С. К. Горелов (1958,
1961). В разрезе аллювия здесь преобладают пойменные и старичные
фации. Подошва аллювия всюду погружена ниже уреза рек. Мощности
аллювия — в общем очень велики. Они возрастают в юго-западном на-
правлении примерно от 5 м в северной части равнины (Ейский полу-
остров, бассейн р. Кагальник) до 5—10 м, а иногда и более в ее сред-
ней части (реки Ея, Сосыка, Челбас, Егорлык), до 15—20 м в районе
Приазовских плавней и до 20—32 м в низовьях Кубани. Локальный
участок повышенной мощности пойменного аллювия (10—15 м) имеет-
ся в районе Тихорецка, а пониженной — северо-западнее, в районе
Ейско-Березанского вала. Относительные высоты новейших террас плав-
но снижаются в сторону Азовского моря. По мнению С. К- Горелова,
столь повышенные мощности аллювия речных пойм указывают на во-
зобновление в голоцене погружений, особенно значительных в юго-за-
падной части Азово-Кубанской равнины в районе Тихорецка. С таким
мнением согласуются и современные опускания этого района, установ-
ленные повторными нивелировками (до 2—5 мм/год). Необходимо,
однако, иметь в виду, что мощности и особенности строения аллювия
речных пойм Азово-Кубанской равнины зависят не только от тектони-
ческих движений голоценового времени, но и от колебаний общего бази-
са эрозии — уровня Черного моря, который со времени верхнеплейсто-
ценового оледенения (новоэвксинский бассейн) поднялся не менее чем
на 30—40 м. Подъем уровня Черноморского водоема в самом конце
плейстоцена — голоцена и проникновение его вод в пределы нынешней
акватории Азовского моря,— несомненно, оказали подпруживающее
98
влияние на реки Азовского бассейна, особенно на их низовья. Поэтому,
как мне представляется, данные о изменчивости мощностей пойменного
аллювия и его фациальном составе говорят не столько об общем зна-
чительном погружении, сколько о дифференциальных движениях в го-
лоцене, в известной мере наследующих плиоценовый структурный план.
Платформенное крыло Терско-Каспийской впадины занимает север-
ную часть одноименной аккумулятивной низменности примерно от долины
Кумы на севере до 44° с. ш. на юге, а также мелководный участок се-
верного Каспия, к востоку от устьев Кумы и Терека. В тектоническом
отношении этот район принадлежит к южной части Скифской плиты,
палеозойский складчатый фундамент которой в общем погружается
к югу (а в западной части к востоку) от 3 до 5—6 км. Платформенный
чехол включает отложения юры, мела, палеогена и миоцена (до верх-
него сармата включительно), а также верхний плиоцен и антропоген.
В структуре поверхности фундамента и мезо-кайнозойского чехла, осо-
бенно нижних его горизонтов (юра — палеоген) намечается Прикумская
система пологих брахиморфных локальных поднятий, группирующихся
в несколько зон восток-юго-восточного простирания, постепенно погру-
жающихся к востоку. Как и аналогичные поднятия Ейско-Березанской
системы в Азово-Кубанской впадине, эти поднятия постепенно затухают
вверх по разрезу. Интенсивность погружения северного крыла Терско-
Кумской впадины в позднем сармате резко возрастает по сравнению
с тортоном и ранним — средним сарматом. Мощности верхнего сармата
составляют от 100 до 500 м против 100—250 м в нижнем — среднем
сармате и такой же величины в тортоне. Маломощные отложения мэо-
тиса — понта были почти полностью размыты в среднем плиоцене.
Большой мощностью обладают акчагыл-апшеронские (до 0,5—1 км)
и четвертичные отложения (1,0—0,4 км) — рис. 11 и 12.
Таким образом, в течение новейшей стадии выделяются два периода
интенсивных опусканий — в позднем сармате и с акчагыла до современ-
ности, с максимальными погружениями в апшероне (до 650 м).
В течение всего миоцена в структуре платформенного крыла впа-
дины господствовала субширотная зональность с нарастанием погру-
жений к югу, и лишь в узкой самой западной части района, примыкаю-
щей к Ставропольскому поднятию, изопахиты имели меридиональное
направление. В значительной мере этот план сохраняется и в акчагыле,
но уже в апшероне резко проявляется нарастание мощностей к востоку,
в сторону Каспия. В антропогене эта тенденция еще более усиливается.
Западная часть района по мере разрастания Ставропольского поднятия
постепенно вовлекается в слабое воздымание его восточного крыла.
В апшероне этот процесс захватывает левобережье Кумы в ее среднем
течении (к западу от Георгиевска — Прикумска), а в антропогене —
и прилегающую часть правобережья (примерно до 45° в. д.). Эти черты
перестройки структуры хорошо видны из сравнения карт изопахит и
изобаз для разных фаз неотектонической стадии.
На этом общем фоне в течение неотектонической стадии продол-
жался, хотя и в очень слабой форме, рост локальных унаследованных
структур Прикумской системы поднятий. Некоторые из них, например,
поднятия в районах Бажигана, Ачикулака, Величаевки и т. д. имеют
по подошве акчагыла амплитуду до многих десятков — первых сотен
метров и отчетливо вырисовываются в изопахитах верхнеплиоценовых
осадков. Отдельные поднятия с амплитудой до нескольких десятков
метров выявляются и по подошве антропогена (например, в пределах
Озексуатской структуры мощности четвертичных отложений сокра-
щаются от 120 до 70—80 м). Продолжавшийся в антропогене, и иногда
и до современности рост некоторых локальных поднятий выявляется
и по геоморфологическим данным (Чистяков, 1956; Якушева, Сягаев,
Чистяков, 1962). Показателями активного роста таких структур
7*
99
являются локальное расщепление и повышение уровня пойм (и даже их
исчезновение в сводовой части поднятия), повышение уровней террас
и сужение долин, бифуркации русла и тенденция к спрямлению меандр,
глубокий овражный врез, отмирание древних водотоков в сводовой
части растущей структуры и их оттеснение в стороны и т. д. Подобные
Рис. 11. Схематическая структурная карта равнинной части Восточного Пред-
кавказья по подошве акчагыльских отложений. Составлена А. Ф. Якушевой,
Н. А. Сигаевым, А. А. Чистяковым (1962)
1 — изогипсы (в метрах); 2 — граница современного распространения акчагыль-
ских отложений
признаки характеризуют, например, развитие Прасковейского, Озек-
Суатского, Сухокумского поднятий и т. д. (см. рис. 13).
Более восточная часть платформенного крыла Терско-Каспийской
впадины располагается в пределах южной части шельфа Северного
Каспия. С севера эта часть впадины ограничена восточным продол-
жением Ачинеро-Промысловской системы поднятий и лежащим в той же
полосе западным продолжением Мангышлакской зоны поднятий. Юж-
ная граница —- с осевой зоной Терского краевого прогиба (точнее, его
юго-восточного продолжения в пределах Дагестанского побережья
100
Рис. 12. Схематическая карта суммарных мощностей четвертичных отложений
равнинной части Восточного Предкавказья. Составлена А. Ф. Якушевой,
Н. А. Сягаевым, А. А. Чистяковым (1962)
1 — линнн равных мощностей; 2—граница максимального распространения
моря
Каспия) — намечается в районе Аграханской косы, где по сейсмическим
данным (Вартанов и Корнев, 1961) установлено резкое погружение
толщ кайнозойских отложений к юго-западу по нескольким ступенча-
тым сбросам, и далее, по-видимому, поворачивает к юго-востоку
101
и проходит в нескольких десятках километров от Кавказского берега.
В пределах этой мелководной части Северного Каспия по имеющимся
сейсмическим материалам намечается плавное погружение к юго-за-
паду поверхности палеозойского фундамента (от 3 до 7 км) и всех
горизонтов платформенного чехла. В частности, подошва кайнозоя
предположительно погружается к юго-западу от 1 до 3—3,5 км, а по-
дошва акчагыла, вероятно, от нескольких сотен метров до 1—1,5 км.
1 — морская аккумулятивная Хвалынска я равнина; 2 — отмершие раз-
ливы р. Кумы; 3— современные разливы р. Кумы; 4 — ложбины перио-
дического стока
По всей вероятности, унаследованное опускание рассматриваемой части
платформенного крыла Терской впадины происходило в позднем сарма-
те и продолжалось в течение всего позднего плиоцена и антропогена,
компенсируясь накоплением мелководно-морских осадков. В среднем
плиоцене этот район был относительно приподнят и подвергался эрозии.
Еще далее к юго-востоку находится последнее звено платформен-
ного крыла Терско-Каспийской впадины, выраженное в современном
рельефе дна Каспийского моря котловиной Среднего Каспия с глуби-
нами до 0,7—0,8 км. Имеющиеся палеогеографические данные позво-
ляют с достаточной достоверностью считать, что эта территория в тече-
ние альпийского геотектонического цикла неоднократно испытывала
поднятие и служила источником сноса материала для восточных рай-
онов Большого Кавказа — в частности, в аалене, среднем миоцене,
а также в среднем плиоцене (см. раздел «Средний плиоцен»), когда
продукты размыва Среднекаспийской суши вместе с обломочным мате-
риалом, приносимым с Русской платформы, достигали Апшеронского
полуострова. Лишь в конце среднего плиоцена, в сураханское время,
судя по исчезновению этого материала в разрезе одноименной свиты
Апшеронского полуострова, Среднекаспийская суша погружается под
уровень моря. С этими палеогеографическими данными хорошо увязы-
ваются результаты геофизических исследований (А. А. Борисов,
В. А. Корнев, Я. П. Маловицкий), согласно которым на месте Средне-
каспийской котловины и несколько восточнее предполагается наличие
относительно слабо опущенного участка эпигерцинской плиты с зале-
ганием палеозойского фундамента на глубинах 3—4 км и кровли ме-
ла — около 1,5—3,0 км, т. е. всего в 1—2 км ниже дна моря. По сейсми-
102
ческим данным (Лебедев, 1962) условный сейсмический горизонт,
отвечающий верхней части продуктивной толщи (?) у юго-западного
края котловины, отбивается на глубинах — 2,2—2,7 км; далее к востоку
его поверхность, по-видимому, должна повышаться. Можно предпола-
гать, что с конца среднего плиоцена район бывшей Среднекаспийской
суши, или нынешней одноименной морской котловины, испытывал опус-
кания с амплитудой от 1 до 2,5 км, охватившие примерно ту же пло-
щадь, что и поднятие предшествующего времени. Таким образом, сов-
ременная котловина представляет наложенную, а возможно даже
целиком обращенную, структуру, скорее всего ограниченную разлома-
ми. Погружение в позднем плиоцене — антропогене не вполне компен-
сировалось седиментацией, особенно в центральной, глубоководной
части котловины, так как большая часть терригенного материала, сно-
симого с Большого Кавказа, отлагалась на ее юго-западном склоне.
Следовательно, Среднекаспийская наложенная котловина представ-
ляет участок наиболее значительных (вероятно, до 2—2,5 км), недоком-
пенсированных новейших опусканий в пределах всей полосы платфор-
менных крыльев краевых впадин и платформенного обрамления
Кавказской орогенной области в целом.
ГЛАВА II
АЛЬПИЙСКИЕ КРАЕВЫЕ
(ПРЕДГОРНЫЕ) ПРОГИБЫ
В течение позднеорогенной стадии развития Кавказа Предкавказ-
ские краевые прогибы — Индоло-Кубанский и Терско-Кусарский — ис-
пытывали унаследованное от раннеорогенной стадии прогибание и за-
полнялись мощными толщами галечно-песчано-глинистых отложений
(верхних моласс). Оба прогиба с конца миоцена значительно (до 2,0—
3,5 км) углубились, расширились к северу за счет прилегающих участ-
ков эпигерцинской (и отчасти даже добайкальской) платформы и были
заполнены в своих осевых и южных частях, прилегающих к складчатому
сооружению Кавказа, грубообломочными отложениями верхней молас-
совой формации. Для новейшей структуры обоих прогибов характерны
асимметрия, наличие крутых южных бортов и пологих северных «плат-
форменных» склонов (описанных выше) и присутствие в их осевых,
наиболее глубоких частях зон молодых антиклинальных поднятий,
интенсивно развивавшихся в плиоцене и антропогене.
Индоло-Кубанский краевой (предгорный) прогиб
В новейшей структуре этот прогиб вырисовывается как резко асим-
метричная депрессия, заполненная верхнемиоценовыми, плиоценовыми
и четвертичными отложениями общей мощностью до 2—2,5 км; ось
прогиба примерно совпадает с нижним отрезком долины р. Кубани от
г. Краснодара до устья, а далее к западу проходит по южной части
Азовского моря до южного окончания Сиваша. Этот краевой прогиб
является общим для сооружений Северо-Западного Кавказа, Восточного
Крыма и разделяющей их Керченско-Таманской зоны поперечного по-
гружения. Мы рассмотрим сперва восточную часть прогиба — Западно-
Кубанский прогиб, а затем его средний участок — Южно-Азовский
прогиб.
Западно-Кубанский краевой прогиб обладает отчетливо выражен-
ным узким и крутым южным крылом, положение которого контроли-
J03
руется Ахтырским глубинным разломом. В отличие от более древних
третичных отложений, образующих в западной части южного крыла
систему погребенных складок, позднемиоценовые и плиоценовые осадки
слагают здесь довольно простую, близкую к моноклинальной, струк-
туру, переходящую к северу в узкую Адагумо-Афипскую синклиналь
глубиной (по верхнему сармату) до 2,0—2,2 км. К северу она сменяет-
ся также узкой (шириной 3—4 км) Анастасиевско-Краснодарской анти-
клинальной зоной, представляющей длинную (120 км) цепочку брахиан-
тиклиналей, «нанизанных» на единую ось. Отложения мэотиса и понта
в этой зоне заключают мощные залежи нефти и газа. Амплитуда от-
дельных антиклинальных складок в Анастасиевско-Краснодарской зоне
по мэотису достигает 0,5 км при углах падения порядка 10—15°, но
вверх по разрезу постепенно уменьшается, так что в верхнем плиоцене
складки делаются очень пологими, а четвертичные отложения, мощность
которых в этой зоне составляет 100—150 м, залегают практически почти
недислоцированно. В рельефе большинство складок не выражено, за
исключением самой западной части зоны, где обнажаются майкопские
глины диапирового ядра Курганской складки, прорывающие весь нео-
ген. Явления диапиризма установлены и восточнее, в сводовой части
наиболее крупной — Анастасиевско-Троицкой антиклинали, где диапи-
ровое ядро майкопских глин достигает отложений мэотиса и даже пон-
та. Эти данные свидетельствуют о весьма длительном развитии складок
описываемой зоны. На востоке амплитуда и крутизна складок умень-
шается, и к востоку от г. Краснодара эта складчатая зона затухает.
По структурному положению в пределах краевого прогиба и истории
развития Анастасиевско-Краснодарскую зону можно сравнить с Тер-
ским и Сунженским поднятиями в Терском прогибе. Однако последние
продолжали расти и в четвертичное время. По-видимому, принципиаль-
но различно и глубинное строение этих антиклинальных зон. Если под
Терским и Сунженским поднятиями установлены антиклинали в отло-
жениях мела и разломы в палеозойском фундаменте, то Анастасиев-
ско-Краснодарской антиклинальной зоне, судя по результатам сейсмо-
разведочных работ (МОВ), уже в подошве палеогена и структуре
мезозоя соответствует прогиб относительной глубиной до 1—2 км, а
смежным синклинальным зонам— крылья этого прогиба (Козлов, 1962).
Северное крыло Анастасиевско-Краснодарской антиклинальной
зоны переходит в Славянско-Рязанскую синклиналь с глубиной погру-
жения (по подошве мэотиса) до 2,3—2,5 км, совпадающую с осевой
частью всего Кубанского краевого прогиба. Эта синклиналь значи-
тельно шире, чем две более южные зоны, и отличается резкой асиммет-
рией. Южное крыло ее узкое и относительно крутое, а северное крыло,
пологое и широкое, к северу все более выполаживаясь, постепенно пе-
реходит по существу в северное крыло всего Азово-Кубанского прогиба.
На фоне чрезвычайно пологого общего наклона мэотических и плиоце-
новых отложений к югу слабо намечаются редкие локальные поднятия,
которые, согласно А. Н. Шарданову (1962), не имеют «корней» и связа-
ны с различиями литологического состава разных горизонтов миоцена
и плиоцена, т. е. являются «складками уплотнения». В связи с зату-
ханием Анастасиевско-Краснодарской зоны в районе Краснодара обе
синклинальные зоны сливаются в единый прогиб, постепенно сужаю-
щийся к юго-востоку и замыкающийся западнее г. Майкопа.
Если в западной части Азово-Кубанской впадины господствуют
западо-северо-западные, «продольные» простирания новейших отложе-
ний, то в ее восточной части в связи с центриклинальным замыканием
впадины преобладают долготные простирания с пологим падением
к западу. Анализ строения и взаимоотношений террас р. Кубани, пере-
секающей всю описываемую депрессию с востока на запад, показывает
(Сафронов, 1956), что вниз по течению Кубани, т. е. с востока на запад
104
от Армавира к Краснодару, в целом происходит понижение относитель-
ных высот террас, сближение их и последовательное погружение под
уровни более молодых террас сперва верхнеплиоценовых, а затем
нижне- и среднеплейстоценовых отложений, пока, наконец, ниже Крас-
нодара на поверхности не остаются лишь верхнечетвертичные отложе-
ния, слагающие обширную аллювиально-дельтовую равнину. Эти
соотношения свидетельствуют о последовательном смещении на протя-
жении всего антропогена к западу, в сторону Азовского побережья гра-
ницы зоны абсолютного опускания и сокращения ее площади в связи
с продолжающимся ростом и расширением поперечной области подня-
тия, охватывающей Ставропольский свод и причленившийся к нему
Восточно-Кубанский прогиб. В верхнем плейстоцене и голоцене область
опусканий занимала лишь район низовий Кубани (ниже г. Краснодара)
и прилегающую к нему часть Приазовья до Приморско-Ахтарска на
севере. Таким образом, И. Н. Сафронов в основном подтвердил и лишь
частично модифицировал схему Г. Ф. Мирчинка (1932, 1936), впервые
описавшего погружение и пересечение уровней террас в низовьях
Кубани.
В отличие от И. Н. Сафронова, А. В. Кожевников (1962) и Г. И. Го-
рецкий (1962) считают, что в нижнем течении Кубани типично выра-
женное явление погружения древних террас под более молодые («нож-
ницы террас») не имеют места, а происходит лишь общее значительное
понижение и сближение уровней всех террас (рис. 14). Однако цоколь-
ное строение террас вниз по течению постепенно сменяется аккумуля-
тивным, причем уже у Краснодара аллювиальные толщи нижне-,
средне- и верхнеплейстоценового возраста оказываются «вложенными»
одна в другую в нормальной стратиграфической последовательности.
По данным С. К- Горелова (1961), в голоцене продолжалось уна-
следованное, несколько дифференциальное погружение района нижнего
течения р. Кубани, о чем свидетельствуют большие мощности пойменно-
го аллювия, составляющие в низовьях Кубани в среднем 15—20 м,
а местами достигающие 25 м (Темрюк) и даже 32 м (Краснодар) *, а
также особенности морфологии низовий и дельты Кубани — отсутствие
четко выраженных пойменных уровней, широкое развитие полузамкну-
тых (заболоченных или занятых лиманами) котловин, отмерших или
временно используемых русел, ограниченных невысокими прирусловыми
валами и т. д. Согласно А. В. Чекунову (1961), в приустьевой части
долины Кубани мощность антропогеновых отложений достигает 400 м.
Хотя эти данные нуждаются в подтверждении, однако именно здесь
можно ожидать наибольшей интенсивности опускания в четвертичное
время, поскольку как раз этот участок Кубано-Индольского прогиба
испытывал максимальное погружение (до 2,5 км и более) в неотекто-
нической стадии.
Если Славянско-Рязанская синклиналь, точнее — ее осевая зона
вплоть до голоцена испытывала абсолютное (а в восточной части —
относительное) погружение, то более южные зоны Западно-Кубанского
прогиба в антропогене начали втягиваться в очень слабое поднятие,
с чем связано превращение их в полого наклоненную к северу терраси-
рованную левобережную равнину нижнего течения р. Кубани.
Южные зоны Западно-Кубанского прогиба — Адагумо-Афипская
синклинальная и Анастасиевско-Краснодарская антиклинальная — в за-
падном направлении, несколько отклоняясь к югу, переходят по про-
стиранию в структуры северной части Керченско-Таманской области,
разделяющей горные сооружения Крыма и Большого Кавказа. Напро-
* Г. И. Горецкий (1962) считает последнюю цифру явно преувеличенной. Мы уже
говорили, что увеличение мощности пойменного аллювия связано не только с местными
тектоническими опусканиями, но и значительным подъемом базиса эрозии — уровня
Черного моря в самом конце плейстоцена и голоцене.
105
тив, более северная — Славянско-Рязанская синклинальная зона непо-
средственно продолжается к западу в пределы южной части Азовского
моря. Эту часть Индоло-Кубанского прогиба можно назвать Южно-
Азовским прогибом, а его западное центриклинальное замыкание в пре-
делах Восточного крыла и южной части Сиваша-Индольской центри-
клиналью. Судя по сейсмическим данным (Маловицкий, 1962),
Рис. 14. Пространственное соотношение антропогеновых террас р. Кубани в продольном
профиле. По Г. И. Горецкому (1962)
1 — порядковые обозначения иадпоймеииых террас; 2 — наименования главных надпой-
менных террас (Черкесская и др.); 3 —урез воды р Кубани; 4 — поверхности главных
террас н точки наблюдений; 5 — то же остальных террас; 6 — линия максимального
эрозионного среза
Южно-Азовский прогиб имеет ширину в несколько десятков километ-
ров и подобно Славянско-Рязанской синклинали асимметричен в попе-
речном профиле. В новейшей структуре более опущена (до 2,0—2,5 км)
восточная часть прогиба, прилегающая к Таманскому полуострову,
а западнее шарнир прогиба постепенно воздымается. На северном кры-
ле Южно-Азовского прогиба сейсмикой выявлено в породах неогена
несколько широтных брахиантиклиналей амплитудой в первые сотни
метров.
106
Терско-Кусарский краевой (предгорный) прогиб
Этот прогиб представляет значительно более крупную, глубокую
и сложно построенную тектоническую депрессию, чем Кубано-Индоль-
ский. Он состоит из нескольких слившихся между собой, кулисно под-
ставляющих друг друга краевых прогибов. Наиболее обширный Тер-
ский прогиб обрамляет с севера Восточный сегмент сооружения Боль-
шого Кавказа, а его западное центриклинальное окончание примыкает
к восточному участку Центрального Кавказа. Кусарский краевой про-
гиб расположен перед Юго-Восточным сегментом горного поднятия
Большого Кавказа, а его юго-восточное продолжение — Приапшерон-
ский прогиб — граничит с севера с Апшеронской периклинальной зоной.
С севера к этим прогибам примыкает широкая зона их платформенных
крыльев, вовлеченная в позднеорогенную стадию в интенсивное погру-
жение, вместе с которой они образуют огромную Терско-Каспийскую
впадину.
По структурному плану и истории развития в неотектонической
стадии Терский и Кусарский прогибы существенно различаются.
Терский (или Терско-Дагестанский) краевой прогиб отличается от
Кубано-Индольского неравномерностью погружения во времени. Если
в последнем погружения происходили почти или совершенно непрерыв-
но в течение всей неотектонической стадии, то в Терском четко выде-
ляются два периода интенсивного опускания: верхнемиоценовый и
позднеплиоценово-четвертичный, разделенные временем ослабления или
полного прекращения погружений, охватывающих почти повсеместно
средний плиоцен, на ряде участков — понт, а местами — и мэотис. На-
мечаются и два периода складкообразовательных движений — доакча-
гыльский и постакчагыльский. Складкообразование и поднятия
захватили главным образом южные внутренние зоны прогиба, подвер-
гавшиеся наибольшему опусканию в предшествующую раннеорогенную
стадию, но почти не сказались в его северной, внешней зоне, испыты-
вавшей в позднеорогенной стадии наиболее глубокие и длительные
погружения, достигающие 3 км. Наряду с этими чертами, общими для
всею Терского (Терско-Дагестанского) краевого прогиба, отчетливо
выступают особенности структуры и новейших движений трех его по-
перечных участков — собственно Терского, Северо-Дагестанского и Юж-
но-Дагестанского. Главным критерием для их выделения является харак-
тер неотектонического развития и степень приподнятости внутренней
южной зоны прогиба. Наиболее приподнята и по существу причленена
к горному сооружению эта зона на среднем участке (так называемый
«Дагестанский клин»), относительно наиболее опущена — на западном.
Западный — Терский участок краевого прогиба выполнен
тремя комплексами верхних моласс, перекрывающих друг друга с угло-
выми несогласиями. Выше нижних моласс олигоцена — среднего сарма-
та здесь выделяются: 1) относительно более грубообломочные толщи
верхнего сармата — мэотиса и, может быть понта (?), морские в ниж-
ней, континентальные в верхней части, далее 2) несогласно залегающий
верхний плиоцен, в юго-западной части континентальный, грубообломоч-
ный и в значительной части туфогенный, в северо-восточной — менее
грубый и морской и, наконец, 3) несогласно лежащие четвертичные
отложения, опять-таки более грубые и континентальные на юго-западе
и преимущественно тонкие и морские на северо-востоке. Поперечное
расчленение западной части Терского прогиба сходно с Западно-Ку-
банским, но более сложно. Здесь также выделяются две зоны глубо-
кого прогибания — относительно узкая южная, сочленяющаяся с соо-
ружением Большого Кавказа по зоне глубинного Владикавказского
разлома, более широкая северная, постепенно (в структуре кайнозой-
ских отложений) переходящая в платформенное крыло Терско-Кумской
107
впадины, и разделяющая их относительно приподнятая и сложно по-
строенная центральная зона. На участке западного центриклинального
замыкания Терского краевого прогиба структуры всех трех зон после-
довательно примыкают к разным тектоническим элементам северного
склона Центрального сегмента сооружения Большого Кавказа, которое
в пределах Главного Трацскавказского поперечного поднятия резко
расширяется к северу.
Глубинное строение Терского прогиба пока еще очень мало извест-
но, однако данными ГСЗ (Юров, 1963) установлено, что наиболее
сильно (до 10—12 км) палеозойский метаморфический фундамент опу-
щен в Южной зоне, которая лежит на восточном продолжении горст-
антиклинория Центрального Кавказа и в собственно-геосинклинальном
этапе альпийского цикла — в мезозое и начале кайнозоя испытывала
глубокие геосинклинальные опускания (порядка 5—7 км). По границе
южной и средней зон (т. е. на восточном продолжении Тырныаузского
шва) и внутри средней зоны выявлены крупные разломы, к северу от
которых кровля фундамента ступенчато поднимается до 8 км
(см. рис. 2). Средняя и особенно северная зона прогиба испытали в гео-
синклинальном этапе альпийского цикла значительно меньшие опуска-
ния и характеризовались субплатформенным развитием, подобно Лаби-
но-Малкинской зоне (Северо-Кавказскому краевому массиву), на
восточном продолжении которой они расположены; относительно мень-
шим, чем в Южной зоне, было погружение средней и особенно Север-
ной зон и в раннеорогенной стадии.
Северная зона Терского краевого прогиба выражена в новейшей
структуре глубоким Притеречным синклинальным прогибом, весьма
сходным по своей резко асимметричной структуре и ее морфологическо-
му выражению со Славянско-Рязанской синклиналью Западно-Кубан-
ского прогиба. К оси прогиба приурочен значительный широтный отре-
зок долины Терека от г. Прохладного до устья р. Сунжи. Притеречный
прогиб постепенно расширяется и углубляется к востоку, становясь при
этом все более плоским. Глубина погружения осевой зоны прогиба
по подошве верхнего сармата возрастает с запада на восток от 1,5—
2 км до 2,5—3 км, а по подошве акчагыла — соответственно от 0,5—
1 км до 1,5 км.. Распределение мощностей антропогена и структура
подошвы этого комплекса знаменуют существенную тектоническую пере-
стройку: в Притеречном прогибе глубина залегания антропогена по-
прежнему увеличивается к востоку от + 100 — 0 м до 100—200 м, но
зона наиболее глубокого погружения (от 200 м на западе до 400—500.п
на востоке) значительно смещается к северу, в пределы южной части
платформенного крыла Терско-Кумской впадины. Левобережье Терека
представляет в современном рельефе обширную плоскую и низменную
верхнеплейстоценовую (нижнехвалынскую) аллювиальную равнину, под-
нимающуюся над Тереком всего на несколько метров. В ее восточной
части в структуре подошвы четвертичных отложений и отчасти в рель-
ефе намечается зона относительного поднятия (Якушева, Сягаев, Чи-
стяков, 1962), которую можно назвать Затеречной. В восточной части
осевой полосы Притеречного прогиба имеется несколько погребенных
локальных брахиантиклинальных структур, резко выраженных в струк-
туре верхнего миоцена и акчагыла, но почти не заметных в четвертич-
ном комплексе. Узкое южное крыло Притеречного прогиба, по-видимо-
му, втянутое в течение четвертичного времени в очень слабое
абсолютное воздымание вместе с Терским поднятием, выражено в рель-
ефе в виде широкой, наклоненной к северу, 40-метровой нижнеплейсто-
ценовой террасы правобережья Терека и нескольких более низких
средне- и позднеплейстоценовых террас. Нижнеплейстоценовая терраса
сложена мощной толщей песков, супесей и лёссовидных суглинков,
основание которой погружено ниже русла Терека. В западной своей
108
части в связи с погружением Терского поднятия Притеречный прогиб
сливается с лежащим южнее него прогибом в единую Кабардинскую
впадину. Этот участок будет охарактеризован несколько ниже.
Наиболее сложно построена относительно приподнятая средняя зона
Терского краевого прогиба. Главными элементами ее новейшей струк-
туры являются два линейных антиклинальных поднятия: северное —
Рнс. 15, Геологические профили через западную час
Г. И. Акиншин, Н. С. Барковская, М. С. Буньков, М
неплиоценовые отложения, которые слагают крылья Терского поднятия
и местами выполняют синклинальные структуры внутри него, отличаю-
тся более пологим падением, чем отложения олигоцена и миоцена, но
также смещаются взбросо-надвиговыми нарушениями, хотя и меньшей
амплитуды (до нескольких сотен метров).
109
Терский, хребет
Сунженский хребет	Алханчуртавская Валина (р-н ст.Вознесенская)
через западную часть Терского краевого прогиба. Составили
L М. С. Буньков, М. И. Гринфельд, А. Е. Криволуцкии (1958)
части в связи с погружением Терского поднятия Притеречный прогиб
сливается с лежащим южнее него прогибом в единую Кабардинскую
впадину. Этот участок будет охарактеризован несколько ниже.
Наиболее сложно построена относительно приподнятая средняя зона
Терского краевого прогиба. Главными элементами ее новейшей струк-
туры являются два линейных антиклинальных поднятия: северное —
Терское и южное — Сунженское, выраженные в рельефе одноименными
низкогорными передовыми хребтами, и разделяющая их синклинальная
депрессия. Шарниры всех трех складок наиболее опущены в самой
западной и самой восточной их частях. На этих участках оба антикли-
нальных поднятия более или менее значительно погружаются, а в раз-
деляющей их синклинальной зоне обособляются глубокие краевые впа-
дины— Кабардинская на западе и Грозненская на востоке. На среднем
участке антиклинальные поднятия — хребты более приподняты и сбли-
жены и разделяются менее глубокой и узкой Алханчуртской синкли-
налью (рис. 15).
Терская антиклинальная зона протягивается в субширотном на-
правлении к югу от р. Терека более чем на 200 км, на востоке почти
непосредственно причленяясь к складчатой системе Большого Кавказа,
а на западе погружаясь и затухая в районе ст. Котляревская в излу-
чине р. Терека. В структуре меловых и палеоцен-эоценовых отложений
Терская антиклинальная зона представляет крупную (шириной в 6—•
15 км), но довольно пологую, коробчатого типа, складку с широким
(3—6 км) плоским горизонтальным или слабонаклонным сводом и
крыльями шириной по 2—3 км, наклоненными под углами до 30—45°.
Вертикальная амплитуда складки составляет 1,5—2 км. По-видимому,
эта коробчатая структура связана с зоной глыбовых нарушений палео-
зойского фундамента, возможно, являющейся восточным продолжением
зоны крупного продольного разлома фундамента, проходящей в сред-
ней части Лабино-Малкинского краевого массива через долину р. Ха-
саут. В пластичном глинистом покрове майкопских отложений, имею-
щих мощность от 1 км на западе до 2 км на востоке, эта простая форма
сильно усложняется и преображается. В структуре вышележащих сред-
не- и верхнемиоценовых известково-песчано-глинистых отложений, так-
же достигающих мощности в 1,5—2 км, мы видим в западной части
Терской зоны одну антиклиналь, осложненную на обоих крыльях взбро-
сами и надвигами, а в средней и восточной ее частях — две или даже
три узкие антиклинальные складки, разделенные синклиналями. По-
следние также осложнены на крыльях взбросами и надвигами, ампли-
тудой до 1 км, в большинстве случаев с падением сместителей к югу,
затухающими вниз в толще майкопских глин (рис. 16). Некоторые
антиклинали с пластичным глинистым майкопским ядром весьма сильно
пережаты или опрокинуты (обычно к северу) и обнаруживают явления
диапиризма. По простиранию они прослеживаются не более чем на
несколько десятков километров и кулисно подставляются новыми анти-
клинальными складками. Так, в самой восточной части Терской анти-
клинальной зоны, к востоку от г. Грозного, Терскую антиклиналь кулис-
но замещают две более короткие антиклинали, также осложненные
взбросами с надвиганием масс к северу,— Брагунская и Гудермесская
(рис. 17). Сложность строения Терской антиклинальной зоны дает
основания некоторым исследователям (Буньков, 1961) именовать ее,
как и Сунженскую зону, антиклинорием. Лежащие на разных горизон-
тах сильно смятого олигоцена и миоцена с угловым несогласием верх-
неплиоценовые отложения, которые слагают крылья Терского поднятия
и местами выполняют синклинальные структуры внутри него, отличаю-
тся более пологим падением, чем отложения олигоцена и миоцена, но
также смещаются взбросо-надвиговыми нарушениями, хотя и меньшей
амплитуды (до нескольких сотен метров).
109
ЕЯЯЯ.? |
Рис. 16. Формы складок в Передовых хребтах Терско-Сунженской нефтяной области (по
М. С. Бунькову, I960
д — правобережное поднятие (Аду-Юрт); б — Старогрозненская брахиантиклиналь; в — Ноаогроз-
ненская брахиантиклиналь; г — Самашкинский участок Сунженской антиклинали; д — Серповодский
участок Сунженской антиклинали, е — Горяченсточиенскнй участок Терского антиклинория; ос —Воз-
несенский участок Терского антиклинория.
1 — известняки и мергели верхнемелового и палеоцен-эоцеиового возраста; 2 — переслаивающиеся
песчаники и глины чокракско-караганской толщи; 3 — галечники, пески и глины плиоцена; 4 — слан-
цы юры и нижнего мела, глины Майкопа, нижней части чокракского горизонта, сармата и мэотиса:
5— линии разрывов
Рис. 17. Геологические профили Брагунской (I—1) и Гудермесской (II—II) антиклиналей. По
В. Д. Талалаеву, 1963
/ — стратиграфические границы; 2 — линии разрывов
Сунженская антиклинальная зона, расположенная к югу от Терской,
по своему строению очень похожа на нее. В плане Сунженская анти-
клинальная зона имеет вид слабовыпуклой к северу широтной дуги дли-
ной около 150 км. Как и Терская антиклинальная зона, в залегании
верхнемеловых и эоценовых отложений она рисуется как простая анти-
клиналь, в некоторых (но не во всех) сечениях имеющая коробчатое
строение, с падением слоев на крыльях порядка 20—40°; в высоко-плас-
тичных глинистых слоях майкопской серии (1—1,5 км) и вышележащих
слоях среднего и верхнего миоцена (до 2—3 км) ядро антиклинали
пережимается, она приобретает гребневидный или даже диапировый
характер, местами запрокидывается к югу и осложняется взбросами
и надвигами относительно небольшой амплитуды также, как правило,
с перемещением масс в южном направлении. Таким образом, Терское
и Сунженское поднятия в целом представляют складчатую систему
со слабо выраженным веерообразным строением.
Параллельно главной антиклинальной складке вдоль северного
крыла Сунженской антиклинальной зоны на некоторых участках появ-
ляются более слабо выраженные относительно короткие (10—20 км)
антиклинали, обычно с меньшей амплитудой, чем Сунженская антикли-
наль (у сел. Аланского в западной части, севернее Серноводска в сред-
ней части). Наиболее крупной структурой такого типа является Старо-
грозненская антиклиналь к западу от г. Грозного с выходами сармата
в ядре. Более простую структуру обрисовывают несогласно залегающие
на разных горизонтах неогена акчагыльские и апшеронские отложения,
слагающие крылья Сунженской антиклинали.
На западном участке Сунженское поднятие отклоняется к юго-за-
паду и периклинально погружается в районе ст. Эльхотово; верхнемио-
ценовые образования в его сводовой части уходят здесь под туфоген-
но-осадочные отложения верхнего плиоцена, слагающие антиклиналь
с углами падения до 20—30°. Погружение шарнира антиклинали про-
должается и западнее, в междуречье Терек — Урух, приводя к затуха-
нию Змейского хребта (западное продолжение Сунженского'хребта) и
перекрытию верхнего плиоцена четвертичными осадками. Однако на
этом же участке между реками Терек и Урух непосредственно севернее
зарождается другая — Аргуданская антиклиналь. Эта антиклиналь, по-
гружающаяся к востоку, кулисно подставляет Сунженскую и может
в общем считаться западным продолжением Сунженской антиклиналь-
ной зоны. В ядре ее на меридиане р. Урух выходит верхний плиоцен,
а западнее, начиная с р. Лескена, появляются континентальный мэо-
тис—понт и морские отложения среднего и верхнего сармата. Наличие
здесь мшанковых биогермов в верхах среднего сармата и размыв
в основании верхнего сармата свидетельствуют о зарождении Аргудан-
ской антиклинали уже в сармате. В междуречье Лескена и Черека она
рассечена поперечными разломами с опущенным восточным крылом (по
данным И. М. Крисюк). Аргуданская структура по существу представ-
ляет не настоящую антиклиналь, а гемиантиклиналь, или структурный
нос, находящийся на продолжении к востоку Тырныаузской шовной
зоны.
Учитывая соотношения Аргуданского и Сунженского поднятий, мы
рассматриваем Сунженское поднятие как отражение крупной зоны
разломов фундамента, являющейся восточным продолжением Тырны-
аузской шовной зоны (Милановский, 1959, 1960). В последнее время
надразломная природа Сунженского поднятия была подтверждена дан-
ными ГСЗ (Юров, 1963). В пользу связи Сунженского поднятия с глы-
бовыми нарушениями фундамента говорит также коробчатый характер
структуры подмайкопских отложений чехла, длительность, многофаз-
ность развития этого поднятия и обнаружение в его восточной части,
близ г. Грозного, четвертичных пирокластических образований, по-ви-
111
димому, связанных с местным эксплозивным вулканическим центром.
Таким образом, формирование антиклинальных структур в запад-
ной части Терского краевого прогиба и связанный с ним распад его
на ряд мелких синклинальных депрессий представляют процесс, почти
целиком вмещающийся в рамки геотектонической стадии развития Кав-
каза. Первые признаки начавшегося относительного роста антикли-
нальных структур в краевом прогибе ощущаются уже в сармате по
небольшому сокращению его мощностей, появлению перерывов и неко-
торым изменениям фаций в антиклинальных зонах. Относительный рост
поднятий продолжается в течение мэотиса — нижнего плиоцена, а
в среднем плиоцене, перед акчагылом, впервые приводит к глубокой
денудации сводовых частей растущих Терской и Сунженской антикли-
налей. В верхнем плиоцене они вновь были вовлечены в общее глубокое
погружение Терского прогиба. В сводовых частях антиклиналей разные
горизонты миоценовых и олигоценовых отложений были несогласно
перекрыты акчагыльскими осадками. На крыльях обоих поднятий и их
периклинальных окончаниях резкость угловых несогласий уменьшает-
ся и они затухают.
Следующая стадия роста обеих антиклинальных зон, имеющая
примерно такую же значимость, что и предакчагыльская, падает на
конец плиоцена — самое начало плейстоцена. Верхнеплиоценовый комп-
лекс приобрел в это время близкую к современной пологоантиклиналь-
ную структуру, местами осложненную взбросо-надвиговыми наруше-
ниями (меньшей, чем в породах миоцена —олигоцена, амплитуды). Обе
антиклинальные зоны получили прямое выражение в рельефе в виде
валообразных гряд относительной высотой в несколько сотен метров
и стали подвергаться интенсивной эрозии. Наиболее интенсивный рост
складок происходил, по-видимому, одновременно с накоплением верхней
части верхнеплиоценового комплекса. В так называемых Эльхотовских
воротах — сквозной долине Терека, прорезанной им в западной части
Сунженской гряды,— в 100-метровом обрыве левого берега р. Терека
хорошо видно, как вверх по разрезу крутизна падения слоев на север-
ном крыле антиклинали последовательно уменьшается от 30° в нижней
до 10° в верхней части обнажения, причём к своду складки мощность
обломочных отложений апшерона (?) быстро сокращается, а некоторые
пачки их полностью выклиниваются.
Амплитуда поднятия Сунженской антиклинали в четвертичное вре-
мя, судя по относительным высотам соответствующих четвертичных цо-
кольных террас р. Терека, по данным А. В. Кожевникова, составляет:
с нижнего плейстоцена более 165 м, со среднего плейстоцена более
50 м и с начала верхнего плейстоцена — более 28 м. На южном склоне
Сунженского поднятия в его восточной части высоты соответствующих
террас р. Сунжи [по В. В. Шелховскому и А. Ф. Земченко (1958)] состав-
ляют 130—140 м (Qi), 50—60 м (Q2) и 30—40 м (QJ ) *. В смеж-
ных Сунженской, Кабардинской и Чеченской впадинах соответствующие
уровни глубоко опущены ниже поздне-верхнеплейстоценовой аккумуля-
тивной поверхности, слагающей центральные части этих депрессий.
Рост и расширение по простиранию Терской, Сунженской и располо-
женной к югу от нее Назрановско-Датыхской антиклинальных зон при-
вели в антропогене к существенным перестройкам гидросети: в част-
ности, Терек, который еще в среднем плейстоцене тек на восток, огибая
с юга Сунженское поднятие, в сторону г. Грозного, в связи с ростом
Назрановского поднятия покинул свою старую долину, используемую
ныне р. Сунжой, и, отклонившись к западу, направился через древнюю
* По А. А. Лилиенбергу в районе г. Грозного высоты Сунженских террас изме-
ряются такими цифрами: Qi — 150—160 м и 120—140 м; Q2—100—НО м, 65—75 м,
50 -55 м, 30 -40 м, 20—25 м; Q^ — 10—12 м; Q3 — 6—7 м, 3—5 м.
112
антецедентную Эльхотовскую долину, прорезанную ранее рекой пра-
Ардоном одновременно с ростом Сунженского поднятия (по-видимому,
Эльхотовская долина была заложена еще в самом конце плиоцена).
В западной части Терского хребта имеется аналогичная сквозная
антецедентная долина, выработанная какой-то большой рекой (может
быть, также пра-Ардоном?) в процессе роста Терского поднятия. Одна-
ко затем эта река оказалась не в состоянии преодолеть рост поднятия
и, покинув древнюю поперечную долину, отклонилась в сторону запад-
ной периклинали поднятия, которую она стала огибать у ст. Котля-
ревская.
Широкая (около 15 км) плоскодонная коробчатая Алханчуртская
синклиналь, разделяющая Терскую и Сунженскую антиклинали и выра-
женная в рельефе одноименной продольной тектонической депрессией
(Алханчуртская долина), представляет собой по существу пассивный
участок (блок) Терского краевого прогиба, не испытавший в отличие
от смежных зон локальных новейших поднятий. Кровля мела распо-
ложена в пределах Алханчуртского прогиба на глубинах от —4 км на
западе до —5—6 км на востоке (в смежных антиклинальных зонах она
поднята до —2—4 км), а подошва верхнего сармата в его осевой части
опущена до —2—3 км. Синклиналь выполнена почти горизонтально за-
легающими отложениями палеогена и миоцена, включая очень мощный
верхний сармат (до 1 км) и мэотис (отсутствующий обычно в анти-
клинальных зонах), а также трансгрессивно, но без углового несогла-
сия лежащими отложениями верхнего плиоцена (до 1 км) и маломощ-
ными четвертичными осадками.
В восточной части Алханчуртский прогиб расщепляется на две
ветви — более глубокую и широкую северную и более мелкую и узкую
южную, благодаря появлению в его осевой части Старогрозненской
антиклинали, с выходом сармата в ее ядре. В западной части Алхан-
чуртского прогиба к юго-западу от г. Малгобек, в осевой его части
также появляется пологая Верхнекурпская брахиантиклиналь с вы-
ходами верхнего плиоцена в ядре, осложненная взбросом небольшой
амплитуды. Характерно, что эта антиклиналь приурочена к зоне северо-
западного простирания, состоящей из нескольких кулисно расположен-
ных брахискладок (Датыхская, Назрановская, Верхнекурпская), наис-
кось пересекающих Сунженское поднятие. По-видимому, ее можно
связывать с расколами фундамента северо-западного простирания.
К западу Верхнекурпская антиклиналь быстро погружается, а Алхан-
чуртскнй прогиб вследствие отклонения к юго-западу западного окон-
чания Сунженского поднятия расширяется до 25 км и между ст. Кот-
ляревская и Эльхотово сливается с южной частью Кабардинской
краевой впадины.
Заканчивая обзор новейшей тектоники Терско-Сунженской склад-
чатой системы, остановимся на некоторых характерных чертах морфо-
логии складчатых структур этого района и вопросах их генезиса, кото-
рые, как мы увидим дальше, сохраняют свое значение и для ряда
других зон новейшего складкообразования на Кавказе. Эти вопросы
в последнее время специально рассматривались в ряде работ В. П. Кры-
мова (1960 и др.), В. И. Шевченко (1962) и М. И. Жемеричко (1964).
Выше уже отмечалась резкая дисгармония складчатой структуры
между нижним комплексом подмайкопских (мел-эоценовых) существен-
но карбонатных отложений, образующих простые, крупные, пологие
складки, и верхним, надмайкопским комплексом средне-верхнемиоцено-
вых глинисто-известково-песчаных отложений, смятых в гораздо более
сложные, мелкие, часто опрокинутые и срезанные надвигами складки.
Причиной ее являются интенсивные процессы внутриформационного пе-
рераспределения (течения) пластичного глинистого вещества, происхо-
дившего во время складкообразования в мощной майкопской серии,
8 0731
113
которая разделяет отмеченные выше дисгармонично смятые комплексы
отложений. В общем эти процессы ведут к оттоку, отжиманию глинисто-
го вещества из-под широких синклиналей, к перетеканию его в сто-
роны антиклиналей и нагнетанию в сводовые части последних, в резуль-
тате чего мощность майкопской серии в этих частях складок оказывается
в 1,5—3 раза большей, чем в синклиналях. Замки некоторых антиклина-
лей, сложенные Майкопом (например, Брагунской антиклинали), прио-
бретают характер крайне пережатых, гребневидных, диапироидных
структур (см. рис. 17). Очень часто пластичное течение глинистого
вещества в верхней части майкопской толщи переходит в срыв по по-
верхности надвигов (затухающих книзу внутри этой толщи), причем
эти надвиговые поверхности в их нижних частях почти не отличаются
по своему наклону от падения слоев Майкопа в соответствующей части
складки, а кверху становятся более крутыми и под острым углом сре-
зают кровлю Майкопа и вышележащие неогеновые отложения. Все эти
структурные осложнения, возникающие в пластичной толще Майкопа
и «пассивно» повторяемые в перекрывающем его миоценовом комплек-
се, и связанная с ними дисгармония свойственны Терской и Сунженской
антиклинальным зонам и исчезают в смежных с ними широких син-
клиналях.
Анализ большого количества детальных геологических профилей
через Терско-Сунженскую складчатую систему и построение на осно-
ве их палеогеологических профилей, реконструирующих структуру тех
же участков для предакчагыльского времени (отражающих результат
первой фазы складкообразования), позволили установить, что в резуль-
тате складкообразования систематически имело место относительное
удлинение протяженности слоев надмайкопских (средне- и верхнемио-
ценовых) отложений по сравнению с протяженностью подмайкопских
слоев (вкрест простирания складок). Размер этого удлинения значи-
тельно увеличился после второй (предплейстоценовой) фазы складко-
образования. Если сравнивать протяженность слоев в кровле и подошве
майкопской серии от оси Осетинской брахисинклинали до оси Прите-
речной синклинали (где дифференциальные перемещения в подошве
и кровле Майкопа можно принять равными нулю), то оказывается, что
различия длины верхнего и нижнего комплексов, по подсчетам
М. И. Жемеричко (1964), в некоторых сечениях достигают 8—9 к и
(!), что при ширине деформированной зоны в 60—65 км составляет IS-
IS0/). Протяженность же слоев нижнего комплекса превышает ширину
складчатой системы всего на 3—5 км, т. е. лишь на 5—8%. Можно
было бы предположить, что подмайкопские отложения на самом деле
имеют такую же протяженность, как и надмайкопские, но кажутся нам
короче, чем они есть в действительности, так как смяты в очень мел-
кие, скрытые от непосредственного наблюдения и трудно устанавли-
ваемые складки. Такое предположение было высказано в свое время
Н. С. Шатским (1929) в отношении домайкопских отложений Черных
гор. Его же не вполне исключает и М. И. Жемеричко (1964) для до-
майкопских отложений Передовых хребтов.
Однако предположение Н. С. Шатского о мелкой складчатости
в домайкопских отложениях Черных гор не подтвердилось. Данные бу-
рения, сейсмических исследований и аналогия со смежными районами,
где складчатый подмайкопский комплекс доступен изучению (Черные
горы, Известняковый Дагестан), показывают, что крупные пологие,
часто коробчатые складки в этих отложениях не осложняются мелкой
складчатостью и гофрировкой. Еще менее вероятно предположение
В. П. Крымова о том, что меньшая протяженность слоев в домайкоп-
ских отложениях по сравнению с надмайкопскими связана с танген-
циальным сжатием, которое, во-первых (меловых, палеоцен-эоценовых,
хадумских), привело к равномерному увеличению мощности, т. е. как
114
бы к боковому расплющиванию (но без образования мелких скла-
док!), а во-вторых — к возникновению сложных складок и надвигов.
Однако в слоистой толще подобное явление невозможно, на боковое
сжатие она должна реагировать образованием складок.
Следовательно, мы приходим к выводу о том, что относительное
удлинение надмайкопского комплекса (в направлении, поперечном про-
стиранию складчатых форм) можно, по-видимому, объяснить лишь
растяжением надмайкопских отложений в процессе складкообразования
до 10—15% по сравнению с подмайкопскими. Этот вывод представ-
ляется очень важным. Действительно, как бы мы не объясняли проис-
хождение Терской и Сунженской антиклиналей — вертикальными блоко-
выми движениями («глыбовая» или «штамповая» складчатость) или
тангенциальным сжатием — эти «первичные» (конечно, в относитель-
ном смысле!) складкообразующие факторы дали сравнительно неболь-
шой результат: при допущении вертикальных усилий — растяжение
слоев мела — эоцена в деформируемой зоне в среднем на 5—8% или
при допущении о горизонтальных усилиях — сжатие деформируемой
зоны также на 5—8%. В то же время всего в 1,5—2 км выше по раз-
резу в результате вызванного этими «первичными» деформирующими
усилиями перераспределения вещества внутри майкопской толщи в мио-
ценовом комплексе происходит растяжение слоев, которое по своей
величине может вдвое — втрое (!) превышать эффект, вызванный
действием «первичных» сил, в результате чего комплекс «растянутых»
надмайкопских отложений приобретает свойственную ему достаточно
сложную складчато-надвиговую структуру, совершенно не похожую
на простые крупные пологие складки домайкопского основания. Иначе
говоря, складчатая деформация, связанная с влиянием «вторичного»,
близповерхностного литологического фактора оказывается гораздо бо-
лее значительной, чем деформация, обусловленная действием более
глубинных «первичных» факторов, какова бы ни была их природа.
Чем же можно объяснить внутриформационное перераспределение
глинистого вещества майкопской серии, его отток из-под синклиналей
и нагнетание в своды антиклиналей? Очевидно, этому процессу благо-
приятствовали следующие факторы: 1) некоторая, хотя и весьма слабо
выраженная инверсия плотности (т. е. несколько пониженная средняя
плотность глинистых пород майкопской серии по сравнению с тортон-
скими и сарматскими породами); 2) высокая пластичность пород мощ-
ной однородной глинистой толщи Майкопа; 3) конседиментационный
характер складкообразования и его выражение в рельефе, вследствие
чего в ходе складкообразования нагрузка в синклиналях увеличивалась,
а в антиклиналях в связи с размывом их сводов понижалась. В отно-
сительно перегруженных зонах, т. е. синклиналях, пластичное глинистое
вещество майкопских отложений в силу повышения статических нагру-
зок, очевидно, подвергалось раздавливанию и отжиманию в зоны мень-
шего давления, т. е. нагнеталось в своды антиклиналей. При этом
в кровле майкопской толщи в пределах днищ синклиналей неизбеж-
но возникали условия растяжения, на крыльях антиклиналей, где шла
боковая миграция глинистого вещества в сторону их сводов, это растя-
жение постепенно снижалось до нуля, а в присводовых частях анти-
клиналей, где происходило скучивание вещества, растяжение сменялось
местами сжатием, что приводило к образованию в верхах Майкопа мел-
ких складок и надвигов. Аналогичное распределение зон растяжения
и сжатия должно было иметь место и в менее пластичных надмаикоп-
ских — средне- и верхнемиоценовых отложениях, которые деформирова-
лись однотипно с кровлей майкопской серии. Нижние горизонты этих
отлож'ений должны были испытывать наибольшее растяжение и раздав-
ливание в пределах широких синклиналей; крылья антиклиналей явля-
лись, очевидно, зонами скольжения этих слоев (в сторону сводов) без
8*
115
существенного растяжения, а в присводовых участках антиклиналей
происходило сгруживание миоценовых пластов, нагромождавшихся друг
на друга по надвиговым чешуям, наподобие торосов.
В верхних горизонтах надмайкопского миоценового комплекса, где
нагрузка сильно ослабевала, явления раздавливания и боковой мигра-
ции вещества от осей антиклиналей к сводам антиклиналей постепенно
сходили на нет. Но во вторую (предплейстоценовую) фазу складкообра-
зования, когда в синклиналях появилась большая дополнительная на-
грузка, связанная с наличием мощных (до 1,5—2 км) толщ верхне-
плиоценовых отложений, фронт всех этих явлений, несомненно, значи-
тельно переместился вверх по разрезу. Помимо статической нагрузки,
фактором отжимания вещества слоев из синклиналей в стороны сводов
антиклиналей могло, вероятно, быть и некоторое боковое сжатие. Прин-
ципиальная схема намеченного выше гипотетического механизма склад-
кообразования изображена на рис. 71.
Интересно отметить, что интенсивность перемещений надмайкоп-
ского комплекса в сторону замков антиклиналей на разных участках
Терско-Сунженской системы была существенно различной. По данным
М. И. Жемеричко (1964), устанавливаются следующие пространствен-
ные закономерности этих перемещений:
1)	в обе фазы складкообразования сохранялось преобладание пере-
мещений надмайкопского комплекса из Алханчуртской синклинали
в стороны смежных антиклинальных зон над его перемещениями из
Притеречной и Осетинской синклиналей, с чем связан уже отмечавший-
ся веерообразный, антивергентный профиль всей складчатой системы *;
2)	в обе фазы перемещение из Алханчуртской синклинали к северу
было в общем на 1—3 км больше, чем перемещение из нее же к югу.
Поэтому в Терской антиклинальной зоне амплитуда надвигов к северу
значительно больше, чем в Сунженской — надвигов к югу;
3)	по простиранию Терской и Сунженской зон величина переме-
щений надмайкопского комплекса из синклиналей в сторону антикли-
налей значительно меняется. Так, например, на северном крыле Тер-
ской зоны она варьирует от 0 до 3 км, на южном — от 1 до 3,5 км,
Максимальной величины достигают перемещения в зоне сочленения
Брагунской и Хаянкортовской складок;
4)	в зависимости от соотношения величин и времени перемещений
надмайкопского комплекса на крыльях антиклинальных складок разли-
чаются два основных их типа: а) симметричные складки, в которых пе-
ремещение на обоих крыльях происходило одновременно и с равной ско-
ростью (в этом случае могут возникать две системы встречных разры-
вов— надвигов); б) асимметричные складки, при образовании которых
преобладало перемещение по одному из крыльев;
5)	соотношение величин перемещения надмайкопского комплекса
и в связи с этим форма антиклинальной складки могли меняться как по
ее простиранию, так и во времени, от фазы к фшзе, что приводило в не-
которых случаях к резкой перестройке всей структуры (например,
в Эльдаровской и западной части Гудермесской антиклинали);
6)	большинство взбросо-надвигов зародилось и развивалось еще
в предакчагыльскую фазу складкообразования; в предплейстоценовую
многие из них испытывали повторные подвижки и разрастались по про-
стиранию складок и возникло лишь немного новых разрывов.
Кабардинская впадина представляет приблизительно изометричную
предгорную депрессию, расположенную в западной части Терского
* Может быть, эту особенность в какой-то мере можно связать с некоторым от-
носительным поднятием фундамента Алханчуртского блока в конце обеих фаз складко-
образования.
116
краевого прогиба на его участке, примыкающем к восточному краю
Лабино-Малкинского краевого массива мегантиклинория Большого
Кавказа. Кабардинская впадина находится на западном продолжении
Притеречного и Алханчуртского прогибов, которые сливаются друг
с другом вследствие погружения к западу от излучины р. Терека —
Терской антиклинали. Южное обрамление впадины образуют западное
окончание Сунженского антиклинального поднятия и подставляющий
его к западу Аргуданский структурный нос Большого Кавказа.
Юго-западное крыло Кабардинской впадины представляет в струк-
туре третичных отложений пологую моноклиналь северо-западного про-
стирания, переходящую к юго-западу в Лабино-Малкинскую (Северо-
Кавказскую) моноклиналь. Однако на некоторых участках, в частности
в районе г. Нальчика (у курорта Долинек), эта моноклиналь в зоне
сочленения впадины с Большим Кавказом осложняется флексурой с па-
дением к северо-востоку слоев палеогена и миоцена до 30—35° и плио-
ценовых конгломератов — до 10°, возможно, являющейся отражением
разлома в фундаменте. Далее к северо-западу, в междуречьях Ша-
лушки, Чегема, Баксана, Куркужина, к упомянутой зоне сочленения
приурочен обширный Нижнечегемский район верхнеплиоценовых и
верхнечетвертичных вулканических извержений, причем ряд установлен-
ных центров вулканической деятельности локализуется именно в погра-
ничной зоне между Кабардинской впадиной и Большим Кавказом, что
опять-таки свидетельствует в пользу связи этой зоны с глубокими
нарушениями фундамента. Породы мела и палеогена близ центров
извержения испытали мелкие сложные смятия и раздробления, ослож-
нившие общую моноклинальную структуру. Комплекс верхнеплиоцено-
вых отложений на юго-западном и западном крыльях Кабардинской
впадины, как правило, очень полого (до 5°) наклонен к северо-востоку
и с довольно резким угловым несогласием (до 10—25°) перекрывает
более древние отложения от миоплиоцена до олигоцена и даже до
эоцена включительно. Местами верхнеплиоценовые образования, нале-
гающие на расчлененный эрозионный рельеф, несколько вдаются свои-
ми контурами в глубь поднятия Большого Кавказа в заполненных ими
древних эрозионных ложбинах. В северо-западном направлении юго-за-
падное крыло Кабардинской впадины делается более пологим и пере-
ходит в западную часть платформенного крыла Терско-Кумской крае-
вой впадины. С северо-востока, по крайней мере, в верхних горизонтах
альпийского этажа, Кабардинская впадина не замкнута и свободно от-
крывается в Притеречный прогиб. С востока она ограничена перикли-
налью Терского поднятия и Верхнекурпской седловиной между Терским
и Сунженским поднятиями.
Строение центральных частей Кабардинской впадины не изучено.
Глубокая скважина, пробуренная на северо-западном борту впадины,
в левобережье Малки достигла фундамента на глубине около 2,7 км,
а Нальчикская скважина на ее юго-западном борту (курорт До-
линек) прошла мэотис — понт (262 м), сармат (158 м), средний и ниж-
ний миоцен, палеоген, верхний мел и была остановлена в верхах ниж-
него мела на абс. отметке около —1,85 км. В центральной части впа-
дины, судя по разрезу Георгиевской скважины, мощность сармата
должна возрасти до 0,5—0,6 км, а выше должны появиться мощный
мэотис — понт и верхний плиоцен — антропоген (в це'лом, вероятно, не
менее 1—1,5 км). Кровля фундамента в центре впадины, по-видимому,
залегает на глубинах —5—6 км, кровля мела — на отметках около
—3—5 км, а подошва верхнего сармата — около 1,5—2 км. В четвертич-
ное время центральная и южная части Кабардинской впадины продол-
жали испытывать относительное опускание, тогда как западная и се-
веро-западная ее части были вовлечены в слабое поднятие. В течение
плиоцена и антропогена конфигурация западного борта Кабардинской
117
впадины, особенно между реками Малкой и Баксаном, несколько меня-
лась в связи с изменением положения границы поднятия Большого
Кавказа и Терского краевого прогиба. В мноплиоцене эта граница про-
ходила в северо-северо-западном направлении, а к началу верхнего
плиоцена была оттеснена к востоку и приобрела меридиональное поло-
жение (по линии Нальчик — Куба); толщи миоплиоценовых конгломе-
ратов превратились в куэсты, глубоко (иногда вплоть до разных гори-
зонтов сармата) прорезанные поперечными долинами рек, стекавших
с Большого Кавказа *. Севернее, на 44° с. ш., образовался узкий суб-
широтный Тамбуканский прогиб («структурный залив»), по которому
акчагыльскии бассейн глубоко вдавался к западу. В конце плиоцена
и в начале плейстоцена Кабардинская впадина далеко расширилась
к западу (до с. Сармаково на Малке), и граница ее между реками
Нальчиком и Малкой стала проходить с юго-востока на северо-запад.
В западной новообразованной части впадины накопились нижнеплей-
стоценовые галечники мощностью 50 —100 м. Согласно весьма вероят-
ному предположению Ю. И. Масуренкова (1961), это проседание имело
вулкано-тектонический характер и было связано с опорожнением близ-
поверхностного магматического очага при грандиозных верхнеплиоце-
новых извержениях игнимбритов в Нижнечегемском вулканическом
районе. В среднем плейстоцене западная и северо-западная периферия
Кабардинской впадины была вновь втянута в поднятие, а в верхнем
плейстоцене граница области аккумуляции была еще далее отодвинута
к востоку и северо-востоку. Процесс оттеснения Кабардинской впадины
в течение плейстоцена в связи с расширением восточной границы под-
нятия Большого Кавказа и Минераловодского выступа привел к дву-
кратным смещениям русла р. Малки, которая первоначально направля-
лась к северо-востоку, затем к востоку-северо-востоку (по нынешней
долине р. Куры) и наконец, в конце плейстоцена потекла от с. Куба на
юго-юго-восток, к г. Прохладному, т. е. в сторону наиболее интенсивно
погружающейся восточной части Кабардинской впадины. Южнее, в рай-
оне г. Нальчика, граница Кабардинской впадины с поднятием Большо-
го Кавказа устойчиво сохраняла свое положение в верхнем плиоцене и
антропогене. Четвертичные террасы р. Нальчика сильно наклонены
в сторону депрессии, и в районе г. Нальчика большинство из них
(включая террасы Q3) погружается под уровень низкой террасовой по-
верхности Q|, образующей всю центральную часть Кабардинской
наклонной равнины. Район г. Нальчика, по макросейсмическим данным
(П. И. Никитин, 1960), отличается повышенной сейсмичностью, воз-
можно, связанной с подвижками в зоне упомянутого глубокого разлома
северо-западного простирания.
Наиболее глубокая часть Кабардинской впадины, судя по конфигу-
рации гидросети и особенностям орографии, в четвертичное время, по-
видимому, располагалась в ее восточной половине, в пределах меридио-
нально вытянутого участка долины Терека между устьями рек Уруха
и Малки. До плиоцена Кабардинская и Осетинская впадины тесно
сообщались друг с другом, но в конце плиоцена — начале плейстоцена
были разобщены при возникновении Аргуданского поднятия (первые
признаки его зарождения отмечаются уже в сармате). Рост этого под-
нятия продолжался в течение всего плейстоцена, что видно из дефор-
маций нижне-средне- и даже верхнеплейстоценовых террас р. Лескена
в зоне пересечения ею Аргуданской антиклинали.
Южная зона Терского краевого прогиба, лежащая между Сунжен-
* Так, например, в скважине Кызбурун-III, пробуренной в 1960—1961 гг. в преде-
лах плиоценовой долины р. пра-Баксан, на юго-западном борту Кабардинской впади-
ны, непосредственно на среднем сармате, залегающем ниже 707 м, лежат фаунистически
охарактеризованные акчагыльские и апшеронские (-*) отложения (общая мощность
550 л«), перекрытые четвертичными галечниками (158 м).
118
ским антиклинальным поднятием и мегантиклинорием Большого Кав-
каза, представляет глубокую предгорную депрессию, разделенную диа-
гональной антиклинальной перемычкой на две замкнутые впадины —
Осетинскую на западе и Чеченскую на востоке.
Осетинская впадина представляет обширную брахисинклиналь сун-
дучного профиля с плоским дном и крутыми северным и южным крыль-
ями. В плане она имеет форму, близкую к параллелограмму с несколь-
ко изгибающейся северной стороной, образованной Сунженской
антиклинальной зоной и Аргуданским «носом». Северо-восточный борт
образует Датыхско-Назрановская зона кулисно расположенных под-
нятий. Особенно крутой южный борт впадины, обрамленный сложной
моноклиналью северного склона Восточного Кавказа, проходит строго
широтно по линии Владикавказского глубинного разлома, характери-
зующегося длительностью развития и повторно-встречными перемеще-
ниями по нему. В зоне этого разлома фундамента мезо-кайнозойские
отложения (до мэотиса — понта включительно) на южном борту впа-
дины круто «задраны», даже поставлены наголову и резко несогласно
перекрываются полого падающими к северу верхнеплиоценовыми туфо-
генно-обломочными образованиями свиты рухс-дзуар (Ренгартен, 1932).
Четвертичные отложения вплоть до верхнеплейстоценовых в зоне Вла-
дикавказского разлома также деформированы. Таким образом, первая
главная фаза тектонических Деформаций вдоль южного борта впадины
падает на доакчагыльское время, вторая — на конец верхнего плио-
цена — начало плейстоцена, после чего почти до современности происхо-
дили сравнительно небольшие повторные подвижки. Юго-западный
борт впадины, примыкающий к северному крылу поднятия Централь-
ного Кавказа, также крут (до 30°) и, возможно, связан с разломом фун-
дамента, но на поверхности признаков регионального разлома здесь нет.
Сочленение южного и юго-западного бортов впадины, совпадаю-
щее с границей Центрального (приподнятого) и Восточного (менее при-
поднятого) сегментов Кавказа, происходит в районе р. Скуммидон, где
меловые и третичные отложения Большого Кавказа образуют резко
вдающийся в сторону впадины длительно развивавшийся Скуммидон-
ский структурный «нос» северо-восточного простирания.
Юго-западное крыло Осетинской впадины переходит к западу в ее
западную центриклиналь, расположенную в среднем течении р. Псыган-
су. Здесь также отмечается трансгрессивное и несогласное налегание
верхнего плиоцена на различные горизонты более древних третичных
отложений. На продолжении этой центриклинали к западу, уже в пре-
делах поднятия Большого Кавказа, находятся относительно узкая, выяв-
ленная В. П. Ренгартеном в меловых отложениях Хумиланская синкли-
наль и расположенный южнее ее участок интенсивного локального
четвертичного опускания (наложенная мульда) в междуречье Черека
Балканского и Лескена, к юго-востоку от Голубых озер.
В антропогеновой структуре Осетинской впадины выделяются три
части. В ее западной части (до р. Дурдура на востоке), втянутой в ан-
тропогене в поднятие Большого Кавказа, верхнеплейстоценовые терра-
сы р. Уруха достигают высоты до 50 м, имеют высокие цоколи и несут
покров галечников всего в несколько метров мощностью. В результате
этих движений на западной центриклинали нижне- или средне- (?) плей-
стоценовая терраса, слагающая междуречье Уруха и Дурдура, оказа-
лась резко деформированной и приобрела значительный наклон к во-
стоку: на расстоянии 10—12 км ее поверхность понижается на 220 м,
а относительная высота ее уменьшается от НО м до 25 м. Еще в не-
скольких километрах восточнее, за р. Урсдоном (Белая), мы переходим
в центральную часть Осетинской впадины, продолжавшую относитель-
ное опускание в течение всего антропогена. Здесь более древние тер-
расы погружаются под уровень самой низкой поздне-верхнеплейстоце-
119
новой аккумулятивной террасы, возвышающейся над урезами рек
Ардона, Фиагдона, Гизельдона всего на несколько метров. Участок мак-
симального опускания тяготеет к долине р. Ардона. Очень быстрое
погружение более древних террас (Q2, Q3) под уровень наиболее низ-
ких террас (Qj ), т. е. ярко выраженное явление «ножниц», наблюдается
по всему южному краю Осетинской впадины, севернее Владикавказско-
го глубинного разлома (в долинах Ардона, Фиагдона, Гизельдона, Те-
река, Камбилеевки). Плоская поверхность позднечетвертичной аккуму-
лятивной равнины, слагающей большую часть впадины, заметно
наклонена к северу и северо-северо-западу и понижается в этом на-
правлении на 250 м. Северо-восточная часть впадины, прилегающая
к Сунженской и Назрановской антиклиналям, испытала в четвертичное
время по сравнению с центральной частью некоторое относительное
поднятие; здесь появляются более древние аккумулятивные террасы.
С некоторым поднятием этого участка в верхнечетвертичное время и
одновременным интенсивным погружением более западного участка
впадины, прилегающего к р. Ардону, по-видимому, было связано изме-
нение направления течения р. Терека в верхнем плейстоцене, впервые
отмеченное А. П. Герасимовым (1924): Терек, который ранее тек по
выходе из гор к северо-северо-востоку и далее к востоку вдоль южного
склона Сунженского хребта, покинул свою прежнюю долину, став-
шую ныне долиной р. Сунжи, и направился к северо-западу в антеце-
дентное Эльхотовское ущелье, выработанное ранее р. Ардоном, превра-
тившимся в приток Терека.
Датыхско-Назрановская диагональная перемычка между Осетин-
ской и Чеченской впадинами представляет зону поднятий, сложенную
неогеновыми отложениями. Она отходит от северного крыла меганти-
клинория Большого Кавказа, направляясь в северо-западном направле-
нии к западной части Сунженского поднятия, и далее проявляется
между ним и Терским поднятием. Возможно, все эти поднятия связаны
и контролируются диагональной зоной глубоких разломов. Эта диа-
гональная, в целом валообразная, зона состоит из нескольких субширот-
ных брахиантиклиналей, сложенных неогеном, которые разделены син-
клиналями, выполненными четвертичными отложениями. Самая южная,
наиболее приподнятая и обширная, Датыхская брахиантиклиналь сло-
жена средне- и верхнемиоценовыми отложениями, падающими на север-
ном крыле под углами 20—25° и несколько круче на южном крыле,
переходящем в узкую, замыкающуюся к востоку Верхнедатыхскую син-
клиналь. В ядре антиклинали обнажаются майкопские отложения
(подошва нижнего мела вскрыта скважинами на абсолютной глубине —
1,8—1,9 км). К северо-западу от Датыхской расположена значительно
менее приподнятая, очень пологая Назрановская брахиантиклиналь
западо-северо-западного простирания; она сложена на поверхности
верхнеплиоценовыми отложениями, которые обнажаются в антецедент-
ной долине р. Сунжи, пересекающей юго-восточную часть Назранов-
ской антиклинали.
Чеченская впадина, отделенная от Осетинской впадины Датыхско-
Назрановской перемычкой, по своему тектоническому положению, раз-
мерам, форме в плане, глубине новейшего погружения (порядка 3 км)
и истории развития весьма сходна с ней. Однако Чеченская впадина
обладает более крутым и резко выраженным почти прямолинейным
северным бортом, чем Осетинская. Напротив, южный борт ее более
широк и сложно построен, чем в Осетинской, так как к нему наискось
подходят с юга несколько диагональных антиклинальных и синклиналь-
ных структур северного крыла сооружения Большого Кавказа, сохра-
нивших свою активность в неотектонической стадии. В рельефе основ-
ная часть впадины представляет плоскую, наклоненную к северу
верхнеплейстоценовую аллювиальную равнину (Ш-ю террасу), обра-
120
зованную отложениями правых притоков р. Сунжи, а также р. Аргуна,
которая возвышается над руслом Аргуна от 12—15 м в южной части
котловины до 4—6 м у ее северного борта. Мощность четвертичных от-
ложений в Чеченской впадине, по данным В. В. Шелховского и
А. Ф. Земченко, достигает 250 м. Вдоль северного края впадины про-
текает р. Сунжа, на северном склоне долины которой (т. е. на южном
крыле Сунженского поднятия) развита целая серия четвертичных
террас.
Ново-Грозненская антиклиналь, кулисообразно подставляющая на
востоке Сунженскую, полуотделяет от Чеченской впадины расположен-
ную к востоку от нее Грозненскую краевую впадину. В связи с тем, что
к юго-востоку шарнир Ново-Грозненской складки погружается, южные
части обеих впадин в структуре четвертичного комплекса сливаются
воедино, хотя в структуре миоцена и плиоцена между ними имеется
отчетливая диагональная седловина. Развитие Ново-Грозненской анти-
клинали продолжалось, по-видимому, уже после заложения долины
р. Аргуна, пересекающей Чеченскую и Грозненскую впадины, так как
сводовая часть этой антиклинали, выраженная в рельефе в виде не-
большой возвышенности, пропилена древней антецедентной долиной
р. Аргуна. Лишь в позднечетвертичное время эта долина в связи с про-
должающимся ростом Ново-Грозненской складки была покинута рекой,
несколько отклонившейся к восточному погружению этой антиклинали.
К участку поперечного погружения шарниров складок между западным
окончанием Ново-Грозненской и восточными окончаниями Сунженской
и Старо-Грозненской антиклиналей в районе г. Грозного приурочена по-
перечная антецедентная долина р. Сунжи между Чеченской и Гроз-
ненской впадинами. К аналогичному поперечному погружению приуро-
чен и более восточный сквозной антецедентный участок долины
р. Сунжи между растущими Брагунской и Гудермесской антиклиналь-
ными грядами.
Наиболее восточная из системы краевых впадин южной части Тер-
ского прогиба — Грозненскал — по своей морфологии и истории фор-
мирования близка к двум описанным выше, но по структурному поло-
жению несколько отличается от них, так как располагается между
восточными окончаниями Терской и Сунженской антиклинальных
зон и, таким образом, является самым восточным звеном той син-
клинальной зоны, к которой принадлежат Кабардинская впадина и Ал-
ханчуртская синклиналь. Грозненская впадина обладает очень крутыми,
постепенно расходящимися к юго-востоку юго-западным и северо-во-
сточным бортами, и весьма широким и пологим юго-восточным кры-
лом, примыкающим с запада к поперечному выступу Восточного Кав-
каза — так называемому «Дагестанскому клину». Слагающие это крыло
средне- и верхнемиоценовые, в том числе верхнесарматские отложения
мощностью порядка 1 км, а также мэотис не обнаруживают признаков
близости береговой линии. Это позволяет предполагать первоначальное
распространение среднего и верхнего миоцена — далее к востоку и
к юго-востоку от Грозненской впадины (т. е. в пределы «Дагестан-
ского клина»), а также на некоторое расстояние к югу от нее; следо-
вательно, южная граница Терского краевого прогиба первоначально
проходила южнее современной.
Строение юго-восточной части Грозненской впадины осложняет
крупная, длительно растущая Бенойская брахиантиклиналь. В ее своде
вскрываются среднемиоценовые отложения, а реконструированная по-
дошва верхнего сармата поднимается до +1,5—2 км. Первая фаза
развития Бенойской антиклинали относится к предакчагыльскому вре-
мени, поскольку акчагыл на ее крыльях несогласно ложится на разные
горизонты верхнего миоцена вплоть до нижнего сармата. Следующая —
121
постакчагыльская фаза устанавливается по залеганию останнов акча-
гыла на крыльях антиклинали на отметках до +0,8—1 км.
Таким образом, в восточной части рассмотренного западного отрез-
ка Терского краевого прогиба мы наблюдаем в принципе то же явление,
что и в западной его части, а именно замыкание в западном и восточном
направлениях, по мере приближения к выдающимся к северу попереч-
ным выступам сооружения Большого Кавказа (Транскавказскому попе-
речному поднятию и «Дагестанскому клину»), сначала южной зоны
Терского прогиба (в западной части — Осетинской, в восточной части —
Чеченской впадины), а затем — и средней его зоны (в западной части —
Кабардинской и юго-восточной части — Грозненской впадины). Беной-
ское поднятие, являющееся по существу структурным носом, отходящим
от Дагестанского клина в сторону Терского прогиба, играет в новей-
шей структуре южного борта Терского краевого прогиба роль, ана-
логичную Аргуданскому структурному «носу», а может быть, даже
находится в пределах единой с ним зоны глубоких тектонических нару-
шений. Однако между западным и восточным участками замыкания
южных зон Терского прогиба есть и существенное отличие: если запад-
ный участок замыкания, несомненно, существовал с самого заложения
краевого прогиба (хотя конфигурация его несколько менялась со вре-
менем), то восточный является новообразованным и возник в ходе
неотектонической стадии.
Средний — С е в е р о - Д а г е с т а н с к и й (или Судакский)
участок Терского прогиба расположен между городами Хасавюртом
и Махачкалой, к северу от уже упоминавшегося поперечного выступа
Восточного Кавказа — Дагестанского клина. Это поперечное поднятие
возникло в течение позднеорогенной стадии на восточном продолжении
южных зон более западной части Терского прогиба, распространявших-
ся в раннеорогенную стадию в пределы нынешнего «Дагестанского кли-
на». В пользу такой точки зрения говорят большие мощности олигоцено-
вых и миоценовых, вплоть до верхнего сармата (а местами — и мэотиса)
отложений по западной, северной и восточной периферии этого попереч-
ного выступа, широкое развитие моласс олигоцена — среднего миоцена
в его восточной части (Буйнакская синклиналь, Кукурттауская анти-
клиналь) и присутствие останцов среднего миоцена и сармата значи-
тельно южнее, в ряде синклиналей Известнякового Дагестана. Косвен-
ным указанием на возможную принадлежность «Дагестанского клина»
к внутренней зоне Терского краевого прогиба в раннеорогенной стадии
является также свойственная этому району интенсивная неогеновая
складчатость. Наконец, весьма убедительный аргумент в пользу его
весьма недавнего — не ранее плиоцена — возникновения на месте отно-
сительно опущенного участка был приведен В. Е. Хаиным (1953), ко-
торый показал, что только этим можно объяснить чрезвычайно странную
и аномальную с точки зрения современного структурного плана приуро-
ченность крупнейшей водной артерии Восточного Кавказа с обширным
бассейном питания — р. Сулак — к наиболее приподнятой части «Даге-
станского клина». Естественно думать, что глубокие долины р. Сулака
и его главных истоков — Аварского и Андийского Койсу — представ-
ляют собой антецедентные ущелья, заложенные в плиоцене еще до
образования этого поперечного выступа и в дальнейшем глубоко вре-
завшиеся в него в процессе его интенсивного роста.
Расположенный к северу от этого поперечного поднятия участок
краевого прогиба, выраженный в рельефе Терско-Сулакской аллю-
виально-дельтовой равниной, таким образом, представляет продолжение
только северной зоны более западной части Терского краевого прогиба,
а именно Притеречного прогиба, который, как отмечалось выше, зна-
чительно углубляется и расширяется в восточном направлении. Южная
граница развивавшегося в неотектоническую стадию Северо-Дагестан-
122
ского участка Терского краевого прогиба очень резкая. Морфологически
она выражена переходом от низко- и среднегорного рельефа северного
крыла «Дагестанского клина», сложенного породами от мела до мио-
цена, к Прикаспийской низменной равнине, а геологически — крутым
(доходящим до 30—40° в Сулакском пересечении) флексурообразным
перегибом слоев меловых и третичных (вплоть до апшерона) отложений
на границе «Дагестанского клина» и Терского прогиба, посредством
которого подошва верхнего сармата на расстоянии в 8 км погружается
к северу более чем на 3 км, подошва верхнего плиоцена на расстоянии
5 км — почти на 2 км, а подошва антропогена — на 400—500 м. Тот
факт, что угол наклона этой флексуры вверх по разрезу вплоть до
верхов плиоцена практически не уменьшается, свидетельствует о чрез-
вычайно молодом, по-видимому, постапшеронском возрасте основной
фазы создавших ее движений. По всей вероятности, эта деформация
была обусловлена дифференцированными движениями блоков палеозой-
ского фундамента по продольному глубинному разлому, скорее всего,
лежащему на продолжении разлома, контролирующего структуру Тер-
ской антиклинальной зоны. К востоку, в сторону Махачкалы, резкость
описываемой флексуры постепенно снижается; она делается положе
(до 25—20°) и шире.
Описанная флексура осложнена продольными взбросами, соглас-
ными с падением слоев, но несколько более крутыми, по которым про-
исходило надвигание пород с севера, т. е. со стороны прогиба, на юг.
Эти взбросы смещают миоценовые отложения (достигая амплитуды
в 1 км и более) и затухают книзу в глинистой толще Майкопа, т. е. мор-
фологически сходны и, по-видимому, генетически близки к надвигам
и взбросам Терского и Сунженского поднятий. Однако в майкопских
и фораминиферовых отложениях возникает множество других мелких
весьма сложных складчато-разрывных нарушений, детально изученных
в свое время Н. С. Шатским (1929).
Н. С. Шатский же впервые довольно подробно описал четвертичные
террасы долины р. Сулака и их чрезвычайно резкое погружение к северу
при выходе реки из гор на равнину, т. е. в зоне краевой флексуры.
По новейшим наблюдениям Д. А. Лилиенберга (1959) и А. В. Кожев-
никова (1964) стадии подъема южного крыла флексуры фиксируются
последовательным врезанием Сулака и формированием серии четвер-
тичных цокольных террас. Наиболее древняя из них (IX терраса — по
А. В. Кожевникову), относимая к бакинскому ярусу, у выхода из гор
(сел. Бавтугай) имеет относительную высоту 190 м, а вверх по долине,
по данным Д. А. Лилиенберга, быстро повышается до 240 м далее,
в горах до 330—380 м; еще выше в предгорьях им выделяется 270—
280-метровая терраса, относимая к верхнему апшерону. При выходе из
гор на равнину древнейшие террасы (Qi) вследствие размыва обры-
ваются, другие же (террасы Q2) круто (под углом до 8°) или более
полого (террасы Qi) погружаются к северу под мощные лиманные
и морские четвертичные отложения Сулакской низменности, залегающие
в нормальной стратиграфической последовательности. Венчающие их
верхнехвалынские осадки фациально смыкаются с аллювием 6—7-мет-
ровой (HI) террасы (рис. 18). Таким образом, у выхода Сулака из
гор мы наблюдаем чрезвычайно резкое, классически выраженное явле-
ние пересечения ряда денудационно-аккумулятивных четвертичных уров-
ней («ножниц»), в связи с чем на расстоянии в несколько километров
нижнечетвертичная поверхность (эрозионная на юге, аккумулятивная
на севере) погружается от +300 м до —400—500 м, т. е. примерно
на 800 м; далее к югу и к северу высоты (глубины) этой поверхности
изменяются очень постепенно. Положение границы зон поднятия (Боль-
шого Кавказа) и опускания (краевого прогиба) в течение четвертичного
времени не испытывало изменений. Это еще раз подтверждает бло-
123
ковый характер сочленения «Дагестанского клина» с Северо-Дагестан-
ским участком краевого прогиба.
Северный борт прогиба также осложнен несколькими ступенчатыми
сбросовыми нарушениями в мезозойских и нижней части третичных
отложений, которые были установлены сейсмическим профилем в се-
Рис. 18. Террасы и аллювиальные свиты в продольном профиле долины р. Сулака у ее
выхода из гор на Прикаспийскую низменность. По А. В. Кожевникову, 1964
I—IX — номенклатура террас. Аллювиальные отложения: голоценовые alQ* —
I террасы; верхнеплейстоценовые — a 1Q23 — II и Ш террасы, aIQ!s6— IV террасы, alQ‘3a —
V террасы; среднеплейстоценовые а12г — VI террасы, aIQ’a — VII террасы; нижнеплейстоце-
новые aIQ2i — VIII террасы, alQ’j — IX террасы. Лнма нноречные отложения:
ннжнехвалынекие — al — ImQ^hvj — IV террасы. Морские отложения: верхнехвалын-
скне — mQ23hvz; ннжнехвалынскне — mQ^hv 1; верхнехазарские — mQ^hzr, нижиехазарские —
mQ’ahZb верхнебакннские — mQ2ib2; нижнебакинскне — mQ’ibj.
1 — глины; 2 — суглинки; 3 — пески; 4 — галечники
верной части Аграханской косы (Вартанов, Корнев, 1961). В плиоце-
новых отложениях эти нарушения затухают.
Внутри Северо-Дагестанского участка краевого прогиба выделяют-
ся три продольные зоны, а именно две синклинальные и разделяющая
их антиклинальная зона, ось которой проходит непосредственно южнее
нижнего течения р. Сулака. Эта зона служит восточным продолжением
Затеречной антиклинальной зоны, наметившейся в антропогене в вос-
точной части северного крыла Притеречного прогиба. Шарниры всех
трех зон погружаются к востоку, в сторону Каспия. Относительно узкая
южная синклиналь по подошве верхнего сармата обладает несколько
большей глубиной (свыше —3 км), чем значительно более широкая
северная (свыше —2,5 км).
В позднем миоцене — низах плиоцена, более интенсивно (до 1,5 км)
погружалась современная южная часть прогиба, в позднем плиоцене,
примерно равное по величине опускание порядка 1—1,2 км происходило
в пределах обеих ванн прогиба, а в антропогене погружение северной
зоны (до 0,6 км) превысило опускание южной (до 0,5 км). Относитель-
124
но меньшее опускание (0,35—0,4 км) испытала в антропогене промежу-
точная антиклинальная зона.
На фоне этих относительно крупных тектонических зон краевого
прогиба выявлен ряд осложняющих их локальных брахиантиклиналь-
ных структур (Гасангуссейнов, Горин, 1962). Несколько поднятий
(Акташское, Сулакское), по-видимому, лежащих на продолжении Тер-
ской и Гудермесской антиклиналей, установлено бурением и гравираз-
ведкой вдоль южного крыла южного, предгорного прогиба. В пределах
осевой антиклинальной зоны сейсморазведкой, бурением и структурно-
геоморфологическими исследованиями прослежена целая цепочка под-
нятий (Аксайское, Курушское, Шамхаляншюртовское и др.), тянущихся
вплоть до берега Каспия. На южном крыле (в низовьях р. Акташа),
в осевой части (между реками Акташем и Тереком) и на северном
крыле северного прогиба (в низовьях Старого Терека) намечены еще
три зоны весьма пологих локальных антиклинальных структур (Чистя-
ков, Мирзоев, 1962); они сказываются в уменьшении мощностей четвер-
тичных (хазарских) и отчасти верхнечетвертичных отложений, а также
проявляют себя в рельефе дельтовой равнины как относительно при-
поднятые, «островные» участки, не заливавшиеся в отличие от осталь-
ной, большей части ее площади паводковыми водами в новокаспийское
время. Таким образом, эти локальные поднятия на фоне общего по-
гружения Северо-Дагестанского краевого прогиба вплоть до современ-
ности сохраняют тенденцию к относительному поднятию.
По сейсмическим данным, аналогичное в общих чертах строение
сохраняет и более восточная часть Северо-Дагестанского прогиба в пре-
делах прилегающей части акватории Каспия (Корнев и др., 1962).
Здесь прогиб по подошве акчагыла также расчленяется на несколько
очень пологих антиклинальных и синклинальных структур с максималь-
ной глубиной погружения в северном прогибе до 1,5—2 км. Напротив,
в структуре верхнемиоценовых и нижнеплиоценовых отложений более
опущенным оказывается южный прогиб, опущенный примерно до —3 км,
а северному отвечает пологая моноклиналь, осложненная ступенчатыми
сбросами.
Самый восточный — Южно-Дагестанский участок Тер-
ского краевого прогиба — между Махачкалой и низовьями р. Чирахчай
по характеру своего строения занимает промежуточное положение
между двумя более западными участками. В структуре его резко вы-
деляются две зоны. Северо-восточная внешняя, глубоко погруженная
в неотектонической стадии, зона выражена в рельефе мелководной
полосой акватории Северного Каспия, примыкающей к Дагестанскому
побережью. Юго-западная, внутренняя зона, которая испытывала зна-
чительное погружение лишь в начале неотектонической стадии, а затем
подверглась складкообразовательным движениям и была несколько
приподнята — занимает полосу третичных предгорий Дагестана. Внеш-
няя зона является непосредственным продолжением внешней зоны За-
падного участка Терского краевого прогиба (Притеречного прогиба)
и Северо-Дагестанского участка Терского прогиба (т. е. района Терско-
Сулакской дельтовой равнины). Эта зона в течение неотектонической
стадии испытывала интенсивное погружение. К сожалению, о ее струк-
туре и истории развития можно сказать пока очень мало. Палеозойский
фундамент, судя по геофизическим данным, погружен здесь более чем
на —8—10 км, подошва олигоцена — глубже —4—5 км, а подошва
верхнего сармата, по-видимому, ниже —2—3 км. В разрезе осевой части
этой зоны можно предполагать присутствие мощного верхнего сармата
и относительно маломощных отложений мэотиса и понта. В среднем
плиоцене, когда уровень Каспия резко упал, в пределах этой зоны, про-
должавшей испытывать слабое относительное опускание, очевидно, про-
ходила продольная долина палео-Волги, заключенная между морфоло-
125
гически более приподнятыми участками — внутренней зоной Южно-
Дагестанского краевого прогиба и Среднекаспийской сушей. В конце
среднего плиоцена — в сураханское время — сюда проник с юга залив
Балаханского бассейна Каспия и накопилась толща отложений верхней
части продуктивной толщи мощностью, вероятно, в несколько сотен
метров. Выше можно предполагать наличие довольно мощного комплек-
са (порядка 1,5—2 км) верхнеплиоценовых и четвертичных отложений,
накопление которого в целом примерно компенсировало погружение
этой зоны прогиба.
Положение северо-восточной границы описываемой зоны Терского
прогиба с его платформенным склоном трассируется по гравитационной
ступени, проходящей в море в нескольких десятках километров от Да-
гестанского побережья. Внутренняя структура зоны, по-видимому, вы-
ражена в виде широкой синклинали, которая углубляется и раскры-
вается к юго-востоку и северо-западу и образует седловину где-то между
Избербашем и Дербентом. Следует заметить, что описываемая зона
отличается повышенной сейсмичностью; в ее пределах зарегистрирован
ряд крупных землетрясений, эпицентры которых вытянуты цепочкой
вдоль западной части Каспия к югу от широты Махачкалы («Землетря-
сения в СССР», 1961), в том числе и единственное на Кавказе земле-
трясение 1935 г. со столь глубоким очагом (—150 км), эпицентр кото-
рого находился к северо-востоку от Дербента.
Перейдем к внутренней юго-западной зоне краевого прогиба, зани-
мающей пояс третичных предгорий Южного Дагестана и прилегающую
к ней узкую (шириной в несколько километров) прибрежную полоску
акватории Каспия. Граница ее с внешней зоной, очевидно, представляет
продолжение той флексуры, которая была прослежена выше между Су-
лаком и Махачкалой. Граница внутренней зоны с сооружением Боль-
шого Кавказа на большей южной части ее протяжения — между р. Чи-
рахчаем на юге и Карабудахкентом на севере — проводится также очень
четко по крупнейшей флексуре, которая отделяет северный склон соо-
ружения Восточного Кавказа (Мугринское поднятие и зону Известня-
кового Дагестана) от зоны третичных предгорий. Ширина этой флексу-
ры— 5—10 км, средняя крутизна —20—35°, а амплитуда по кровле
мезозоя — до 3—5 км; на поднятом крыле она располагается на высо-
тах 1—2 км и выше, а на опущенном — на глубинах —2 км, чаще же
—3—4 км. В рельефе она выражена как региональный уступ амплиту-
дой —1—2 км между среднегорной зоной и низкими предгорьями с от-
метками 0—0,5 км. Но в самой северной части зоны третичных предго-
рий, к северу от Карабудахкента, т. е. на участке Дагестанского клина
резкость границы краевого прогиба с поднятием Большого Кавказа зна-
чительно снижается; это связано с тем, что значительный участок между
Буйнакском и Махачкалой, принадлежавший в раннеорогенной стадии
к краевому прогибу, был в позднеорогенную стадию вовлечен в под-
нятие Большого Кавказа и образует в новейшей структуре восточное
крыло поперечного выступа Дагестанского клина. Кровля мезозоя ле-
жит здесь в среднем на глубинах 0—1 км (с отклонениями от +1 до
—2 км), а низкогорный рельеф также характеризуется промежуточны-
ми отметками +0,5+0,9 км.
Внутренняя зона Южно-Дагестанского участка Терского краевого
прогиба (или зона третичных предгорий, как мы будем ее для крат-
кости называть) испытала основную Долю своего погружения (до
—3 км в северной части зоны) на раннег< стадии орогенного этапа и за-
вершила его в самом начале позднеорогенной стадии — в верхнем
сармате, мощность отложений которого достигает 1 км. В конце мио-
цена опускание в этой зоне прекратилось и ось прогиба переместилась
в его внешнюю зону. Отложения мэотиса, нижнего и среднего плиоцена
во внутренней зоне прогиба отсутствуют.
126
В нижнем или среднем плиоцене эта зона, как и внутренние зоны
в западной части Терского прогиба, испытала довольно интенсивную
складчатость, приведшую к формированию в ее пределах двух антикли-
нальных зон шириной по 5—10 км каждая, разделенных более широкой
(10—20 км) синклинальной зоной (рис. 19). Первые признаки поднятий
в западной антиклинальной зоне проявлялись еще в палеоцене, эоцене
и начале майкопского века, а восточная зона в мезозойском тектониче-
ском плане отвечала границе геосинклинали Большого Кавказа со
нову, 1959
1 — нефтепроявления; 2 — газопроявления
Скифской платформой. В течение миоцена эти зоны не проявляли свою
индивидуальность, а в плиоцене вновь обособились и подверглись
складкообразованию. Антиклинальные зоны представляют собой це-
почки из сильно ундулирующих, несколько изгибающихся в плане
и частично кулисно подставляющих друг друга складок. Амплитуда
поднятия сводов антиклиналей относительно осевой части промежу-
точной синклинальной зоны составляет от нескольких сотен метров до
1—1,5 км, изредка до 2 км. Зеркало складчатости образует в пределах
полосы третичных предгорий Южного Дагестана почти горизонтальную
или очень слабо покатую к северо-востоку поверхность, что позволяет
рассматривать ее в целом как тектоническую ступень, ограниченную
юраздо более крупными, чем амплитуда складок, флексурами в мезо-
кайнозойском комплексе и, очевидно, разломами в фундаменте.
Западная антиклинальная зона короче восточной, так как на се-
вере, в районе Карабудахкента, круто сворачивает к западу, в пределы
Буйнакского участка краевого прогиба, вовлеченного в поднятие «Да-
гестанского клина». Здесь продолжение западной антиклинальной зоны,
испытывающей резкое воздымание своего шарнира, выражено в виде
Эльдамской брахиантиклинали, а к западу от «Дагестанского клина»
ее продолжением, согласно схеме Д. В. Несмеянова (1959), являются
Бенойское поднятие и Сунженская антиклинальная зона. Восточная ан-
тиклинальная зона протягивается вдоль побережья Каспия несколько
севернее, до широты Каспийска, а затем также поворачивает к западу,
резко воздымается и вступает в пределы приподнятого Буйнакского
участка краевого прогиба и «Дагестанского клина». Здесь к этой анти-
клинальной зоне относятся Кукурттауская, Хадумская брахиантиклина-
ли, а к западу от поперечного выступа — очевидно, Терская антикли-
нальная зона. По-видимому, от восточной антиклинали на севере
отделяется и другая, более восточная ветвь, с которой связана флек-
сура с опущенным северо-восточным крылом, местами переходящая
в асимметричную антиклиналь, установленную в районе Каспийск —
Махачкала. Вероятно, западным продолжением этой ветви являются
127
Сулакская и Акташская складки, выявленные перед северным краем
«Дагестанского клина». Промежуточная синклинальная зона сильно
пережимается на севере в районе Ачису, а затем снова расширяется
и, отгибаясь к северу, находит свое продолжение в виде Буйнакской син-
клинали на восточном крыле «Дагестанского клина» и Грозненской впа-
дины и Алханчуртской синклинали к западу от него.
Антиклинали обеих зон в плане обладают линейной или брахиаль-
ной формой. В поперечных сечениях они рисуются по нижним горизон-
там (мел —эоцен) как вполне или почти симметричные открытые
складки с углами падения порядка 20—30°, но в структуре более моло-
дых отложений, как правило, усложняются взбросами и надвигами
со смещением масс к юго-западу, в сторону поднятия Большого Кав-
каза. Они зарождаются в толще майкопских отложений, затухая книзу
в последней, и рассекают всю толщу пород миоцена вплоть до верхнего
сармата. Все надвиги приурочены к присводовым частям антиклиналей,
а также к участкам верхнего перегиба флексур, причем во всех слу-
чаях подвижки по зонам надвигов и взбросов приводят к взбрасыванию,
т. е. к смещению кверху и к юго-западу северо-восточных крыльев
антиклиналей или смыкающих крыльев флексур, сложенных верхами
Майкопа и вышележащими миоценовыми отложениями. В ряде случаев,
но не всегда, в надвинутый блок попадает также свод антиклинали или
верхний перегиб флексуры. В нижней части майкопской толщи наклон
разрыва бывает близок к наклону северо-восточного крыла складки,
а выше становится круче, доходя до 30—40—50°. Образование надви-
гов сопровождается увеличением мощности майкопских отложений
(т. е. некоторыми элементами диапиризма) в сводовых частях складок
и удлинением (в поперечном сечении) «разглаженных» надмайкопских,
т. е. миоценовых отложений по сравнению с подмайкопскими, т. е. всеми
теми же явлениями, которые характерны для складчатости Терского
и Сунженского Передовых хребтов. Эти морфологические особенности
складчатой структуры, очевидно, связаны с отжиманием пластичного
вещества майкопских глин в процессе складкообразования из наиболее
глубокой, восточной зоны краевого прогиба в сводовую часть восточной
антиклинали и из промежуточной синклинальной зоны — в свод запад-
ной антиклинали. Оно происходило, вероятно, путем пластического тече-
ния внутри майкопской толщи, которое переходило в разрыв, сначала
почти параллельный слоистости, а затем несколько отгибающийся в сто-
рону пониженного давления, т. е. кверху, и секущий комплекс надмай-
копских, т. е. миоценовых отложений. Последние, по-видимому, испыты-
вали пассивное перемещение вместе с нагнетаемыми в места сводов
и перегибов пластичными майкопскими глинами и при этом подвер-
гались растяжению. Кроме того, вследствие большей жесткости средне-
верхнемиоценовых отложений нормальные и гребневидные складки
майкопского субстрата преобразовывались в некоторых из них, напри-
мер в Избербашской антиклинали восточной зоны, в коробчатые анти-
клинали, осложненные по обоим крыльям падающими к оси складки
взбросами небольшой амплитуды.
К началу позднего плиоцена возникшие складчатые структуры
были эродированы и затем подверглись абразии во время акчагыль-
ской трансгрессии. Неглубокие опускания захватили в акчагыле всю
внутреннюю зону краевого прогиба, однако они были более значитель-
ными (до 300—500 м) в южной ее части (испытавшей наименьшее по-
гружение в раннеорогенную стадию), чем в северной части, где их
амплитуда не превышала 100 м. Если в восточной антиклинальной
зоне акчагыл лежит практически ненарушенно на размытых сводах
и крыльях складок, сложенных миоценом, то в западной антиклиналь-
ной зоне, по данным Д. В. Несмеянова (1959), акчагыл хотя и залегает
несогласно на разных горизонтах миоцена и олигоцена, но в смягченной
128
форме повторяет складчатые структуры последних. Углы падения акча-
гыла в этой зоне достигают местами 10—13° (Аджиноурская складка)
и даже 30—50° (Байкенезская складка). Заметное погружение испытали
акчагыльские отложения в южной части промежуточной синклинальной
зоны и локальное поднятие в южной части восточной антиклинальной
зоны в районе Дербента (Рукельская антиклиналь). Апшеронской
трансгрессии предшествовала фаза поднятия и размыва, за которой
последовало незначительное (менее сотни метров) погружение. Апше-
ронские слои подверглись слабым деформациям лишь на южном участке
западной антиклинальной зоны (углы падения до 4—6°). В средней
части полосы третичных предгорий, к югу от Избербаша, обширный
платформенный покров апшеронских отложений обладает весьма поло-
гим выдержанным наклоном в сторону моря, снижаясь в этом направ-
лении от 600 м у юго-западного края зоны до 100 м близ береговой
линии (рис. 20, I—I).
В четвертичное время зона третичных предгорий Дагестана испы-
тала некоторое поднятие. О размахе его можно судить по деформациям
нижнечетвертичных (верхнебакинских) береговых линий Каспийского
бассейна, высоты которых составляют около 110—250 л (Федоров,
1957). Наклон останцов верхнебакинских цокольных террас в сторону
моря может указывать на то, что величина поднятия в сторону Боль-
шого Кавказа несколько возрастает. Целые лестницы четвертичных мор-
ских террас, которые мы наблюдаем, например, у устья р. Рубас-чая,
в районах Дербента, Каякента, ст. Инчхе, Уллугбиево, Манас, Махач-
калы и т. д., свидетельствуют о постепенном поднятии суши в течение
всего антропогена, происходившем, по данным П. В. Федорова (1957),
с равной скоростью на всем протяжении Дагестанского побережья.
Наиболее быстрое поднятие имело место в среднеплейстоценовое, точ-
нее в хазарское время, к которому относится формирование нескольких
террас относительной высотой от 200 до 170 л. В верхнечетвертичное
время поднятия практически не проявились, так как относительная вы-
сота нижнехвалынской террасы, равная 75 м, остается неизменной почти
на всех побережьях Каспия и определяется лишь колебаниями уровня
Каспийского бассейна. Дифференцированные движения отдельных
структур в четвертичное время, судя по поведению террас, почти совсем
не проявились.
Терский (или Терско-Дагестанский) краевой прогиб сливается на
юго-востоке с другим краевым прогибом, кулисно подставляющим его
с юга,— Кусаро-Дивичинским или Кусарским. Кусарский краевой про-
гиб расположен перед внешним краем узкого Юго-Восточного сегмента
Большого Кавказа, испытавшего меньшее и позднее начавшееся возды-
мание, чем Восточный его сегмент. Очевидно, с этим связана несколько
меньшая глубина Кусарского прогиба по сравнению с Терским. На за-
паде Кусарский прогиб резко ограничен крупной флексурой северо-
северо-восточного простирания, которая, по-видимому, контролируется
поперечным глубинным разломом, получившим название Самурского.
По этому нарушению южная (внутренняя) зона Кусарского прогиба
примыкает на западе к Северному крылу сооружения Восточного Кав-
каза, средняя — к внутренней зоне Терского краевого прогиба, т. е.
к зоне третичных предгорий Дагестана, а северная, внешняя зона
Кусарского прогиба переходит во внешнюю зону юго-восточного участ-
ка Терского прогиба, скрытой под водами западной части Среднего
Каспия.
Юго-западная часть Кусарского прогиба, имеющая в плане форму
треугольника, выражена в рельефе суши в виде Кусарской наклонной
равнины, поверхность которой сначала довольно круто, а затем все
более полого снижается к северо-востоку от 2 км до уровня Каспийско-
го моря. Берег моря наискось пересекает отдельные продольные зоны
9 0731
129

Кусарского прогиба, и его большая северо-восточная и восточная части
оказываются под водами Каспия. В рельефе дна последнего ей отвечает
постепенно расширяющаяся к юго-востоку полоса шельфа, которая при-
мыкает к побережью Юго-Восточного Кавказа, и участок континенталь-
ного склона, сочленяющего этот шельф с юго-западной и южной частью
Среднекаспийской глубоководной впадины. Последняя, как говорилось
выше, по-видимому, представляет погребенный массив южной части
эпигерцинской платформы, лишь с конца среднего плиоцена вовлечен-
ный в интенсивное, не вполне компенсированное опускание, и должна
рассматриваться как элемент платформенного склона Терско-Каспий-
ской впадины. Восточное продолжение Кусарского прогиба лежит
к северу от Апшеронской зоны периклинального погружения; структур-
ное положение этого участка во многом аналогично позиции западного
продолжения Западно-Кубанского прогиба — т. е. Южно-Азовского про-
гиба, лежащего перед Керченско-Таманской зоной поперечного погру-
жения.
Современные представления о строении и истории развития Кусар-
ского прогиба изложены главным образом в работах Ф. С. Ахмедбейли
(1962) и его в совместных работах с В. Е. Хаиным (1957). Новейшие дан-
ные о глубинной структуре прогиба по материалам бурения и сейсмиче-
ских исследований сообщаются в работах Р. А. Абдуллаева и X. Д Джа-
фарова (1962) и X. Д. Джафарова (1962). В мезозое и начале палеогена
Кусарский прогиб представлял элемент северного крыла — геосинкли-
наль Большого Кавказа,— в котором с конца юры существовало не-
сколько узких субширотных антиклинальных зон, лежащих на продол-
жении более крупных поднятий Южного Дагестана (Кусарская, Худат-
ская и другие зоны поднятий). Краевой прогиб раннеорогенной стадии
занимал лишь узкую южную зону современного Кусарского прогиба
к югу от г. Дивичи (Кубинский прогиб), тогда как большая северная
часть последнего (во всяком случае, в пределах нынешней суши) была
относительно приподнятой. Этот тектонический план сохранился и в на-
чале позднеорогенной стадии — в верхнем сармате — понте, однако
состав терригенных осадков стал значительно более грубым (верхние
молассы). Лишь в среднем плиоцене,— скорее всего во второй его
половине,— в глубокое (порядка 0,5—1,5 юи) опускание был вовлечен
весь Кусарский прогиб в его современных границах. При этом его
южная зона — Кубинский желоб — стала утрачивать свою индиви-
дуальность, и был совершенно подавлен рост субширотных зон подня-
тия в средней и северной частях прогиба, развивавшихся еще с мезозоя.
В среднем плиоцене впервые резко выявилась роль Самурского попе-
речного глубинного разлома, как западной границы Кусарского про-
гиба; северное продолжение этого разлома уже в пределах эпигерцин-
ской платформы явилось западным ограничением Среднекаспийской
впадины, также начавшей опускаться в конце среднего плиоцена. При
этом в юго-западном углу прогиба, примыкавшем к интенсивно подни-
мавшемуся участку сооружения Большого Кавказа, происходило накоп-
ление весьма грубых песчано-галечных толщ, зона распространения
которых особенно резко расширилась в позднем апшероне. Глубокое
погружение, судя по данным сейсморазведки, испытала в среднем
и позднем плиоцене самая северо-восточная, ныне покрытая морем
часть Кусарского прогиба. В антропогене юго-западная часть прогиба
стала постепенно втягиваться в поднятие Большого Кавказа (до 1 —
1,5 км), постепенно распространявшаяся все далее к северо-востоку,
и приобрела моноклинальную структуру. В позднечетвертичное время
некоторое погружение продолжалось лишь в узкой прибрежной полосе
Кусарской равнины и —-гораздо более значительное — в пределах аква-
тории Среднего Каспия.
9*
131
Структура Кусарского прогиба, как показал Ф. С. Ахмедбейли
(1962), по разным комплексам кайнозойских отложений довольно резко
отличается, что отражает существенные перестройки тектонического
плана, происходившие в течение орогенного этапа. Структура раннеоро-
генного комплекса (олигоцен — миоцен) в значительной степени повто-
ряется в залегании верхов миоцена — нижнего плиоцена и наиболее
сложна. В ней отчетливо выражен синклинальный Кубинский желоб
в юго-западной зоне прогиба, крупное Кусарское поднятие, погружаю-
щееся к востоку в его средней части, и ряд локальных поднятий в севе-
ро-восточной части; последние в основном наследуют длительно разви-
вавшиеся мезозойские структуры, но имеют уже не субширотное, а
северо-западное — юго-восточное простирание.
В залегании среднеплиоценовой продуктивной юлщи эта структура
повторяется в смягченном виде, свидетельствующем об ослаблении
роста локальных антиклинальных и синклинальных структур (рис. 20,
П—II). В ней отчетливо обрисовывается узкая осложненная разломом
цепочка антиклиналей внутри Кубинского желоба (Кайнарджинская
антиклинальная зона) и Ялама-Худат-Хачмасская антиклинальная зона
в приморской части Кусарского прогиба, являющаяся продолжением
восточной антиклинальной зоны Южно-Дагестанского участка краевого
прогиба. Сохраняется, но становится более пологим Кусарское подня-
тие. Между этими тремя зонами поднятий вырисовываются две широкие
синклинали глубиной до —2 км и —2,5 км, замыкающиеся на северо-
западе. Наконец, в северо-восточной части Кусарского прогиба, в пре-
делах шельфа сейсморазведкой выявлена самая широкая и глубокая
синклиналь. Шарнир ее проходит в 15—20 км от берега, полого погру-
жаясь от —2—2,5 км в северо-западной части прогиба (Лебедев, 1962)
до —3 км в средней части и до —4,1 км и глубже в юго-восточной
части (Абдуллаев, Джафаров, 1962). Против Хачмас-Дивичинского
участка побережья, на расстоянии около 30—40 км от берега в преде-
лах континентального склона в залегании подошвы продуктивной толщи
намечается северо-восточное крыло этой синклинальной структуры.
В морфологии подошвы акчагыла структура сильно упрощается
и весь Кусарский прогиб превращается в одну обширную депрессию,
субширотная осевая зона которой с глубинами до 1,5—2 км проходит
в пределах акватории под некоторым углом к современному берегу,
а вся наземная часть отвечает ее юго-западному крылу и частично цен-
триклинали. На фоне общего падения слоев к востоку и северо-востоку,
более крутого в прибортовых участках прогиба, очень слабо намечаются
Худатское поднятие, субширотная Кейнарджинская антиклиналь в юж-
ной краевой зоне и несколько узких складок поперечного, северо-севе-
ро-восточного простирания в западной прибортовой зоне прогиба, при-
легающей к Самурскому поперечному разлому (Дустаирская и
Хозринская антиклинали). В более древних отложениях эти складки,
по-видимому, отсутствуют и, возможно, связаны с гравитационными
явлениями в плиоценовой толще, происходившими на крутом западном
крыле прогиба. В залегании апшерона исчезают и эти небольшие
осложнения, и вся наземная часть прогиба приобретает форму треуголь-
ного в плане «структурного залива», вдающегося в тело горного соору-
жения. Глубина погружения по подошве апшерона в центральной части
прогиба достигает —1—-1,3 км\ в то же время в юго-западном углу
прогиба, близ горы Шахдаг, она поднимается до +1,5+1,9 км, а по-
дошва акчагыла — примерно до +2 км.
Четвертичная структура описываемого района выявляется по обще-
му характеру морфологии Кусарской наклонной равнины (или залега-
нию кровли апшерона) и значительному уклону консеквентных рек,
текущих к северо-востоку. Она рисуется как дугообразно изогнутая мо-
ноклиналь с общим наклоном в восточных и северо-восточных румбах
132
порядка 30 м/км. Глубина вреза крупнейшей реки — Самура в верхне-
апшеронскую поверхность Кусарской наклонной равнины в месте вы-
хода Самура из гор достигает 600—700 м, что говорит о еще большей
(порядка 800—1000 Л1) амплитуде четвертичных поднятий юго-западного
прибортового участка прогиба. Поскольку, вместе с тем, относительные
высоты бакинских террас этой реки в предгорьях (у с. Гильяра), со-
гласно Д. А. Лилиенбергу (1961), составляют всего 70—80 м и 120—
125 м, а в горах — от 220 до 350 м можно сделать вывод, что основная
доля (значительно более половины) этих поднятий падает на самое
начало плейстоцена. Вниз по течению в пределах Кусарской наклонной
равнины высоты террас Самура и других рек снижаются, и, вместе
с тем, происходит слияние большого количества террас (например, до
15 в долине р. Кудиалчай) в несколько террасовых уровней. Так, на-
пример, три высокие террасы р. Кусарчай по выходе реки из гор сни-
жаются и сливаются в единую пятую террасу, относительная высота
которой уменьшается от 100 м (у сел. Четкюн) до 60 м (у сел. Джагар),
затем до 40—45 м (у сел. Хурай) и, наконец, до 20—26 м у г. Кусары,
где эта терраса является уже четвертой по счету (Думитрашко, Лили-
енберг, Будагов, 1961). В приморской части Кусарской равнины все
древние террасы рек скрываются под сплошным чехлом из слившихся
в единый пояс позднечетвертичных конусов выноса. Эта узкая примор-
ская зона продолжала испытывать погружение в течение всего антро-
погена.
В заключение необходимо сказать несколько слов о структуре
южного борта Кусарского прогиба. В его восточной части южная, глу-
боко прогнутая Кубинская зона, характеризующаяся наиболее крутым
падением третичных отложений на ее южном крыле, граничит по круп-
нейшему Сиазанскому разлому глубинного типа, морфологически выра-
женному в виде одного или нескольких сближенных взбросов, с Тенгин-
ско-Бешбармакским шовным антиклинорием Юго-Восточного Кавказа,
сложенным породами мезозоя. Амплитуда перемещения, закончившегося
лишь в средне- или верхнеплиоценовое (послепонтическое) время, до-
стигает нескольких километров. Вблизи Сиазанского разлома на одном
из участков опущенного северного крыла на поверхности сармата
обнаружен блок неокомских отложений, перемещенных с южного, Беш-
бармакского крыла. Он либо представляет тектонический останец и,
в таком случае, свидетельствует о переходе Сиазанского разлома в его
размытой верхней части в надвиг и тектонический покров (Мустафа-
бейли и др., 1959), или является оползневым блоком, переместившимся
к северу, вероятно, еще в плиоцене по наклонной поверхности древнего,
ныне совершенно не сохранившегося рельефа.
В западной части южного борта прогиба более полого лежащие
верхнетретичные отложения с угловым и небольшим азимутальным не-
согласием налегают на смятые в субширотные складки неокомские
отложения так называемой Судурской зоны. В пределах этой узкой
зоны, на востоке полностью перекрытой чехлом третичных моллас, со-
хранилось много останцов трансгрессивно залегающих неогеновых отло-
жений; это позволяет рассматривать Судурскую зону как приподнятый
участок субстрата южной части Кусарского прогиба. Роль же основной
границы Судурско-Кусарского блока и высоко приподнятой краевой
высокогорной зоны сооружения Большого Кавказа (Шахдагско-Хизин-
ской зоны) играет на этом участке разделяющий их Казмокрызский
взброс, по-видимому, являющийся выражением Бешбармакской шовной
зоны на ее более западном участке (Башилов, Лебедева, 1962).
133
ГЛАВА III
СВОДОВО-ГЛЫБОВОЕ ПОДНЯТИЕ
БОЛЬШОГО КАВКАЗА
Новейшая структура мегантиклинория Большого Кавказа представ-
ляет в самом первом приближении огромный свод шириной до 150—
200 км, в своей осевой части поднятый с конца сармата до +4 +5 км.
Отчетливо выраженная ось новейшего сводового поднятия Большого
Кавказа совпадает с главным ядром альпийского мегантиклинория, сло-
женным кристаллическими породами палеозоя на Центральном Кав-
казе и лейаса — на Северо-Западном и Восточном Кавказе. Но при
более подробном анализе выявляется ряд деталей, существенно ослож-
няющих эту простую картину. Во-первых, относительно узкие (несколь-
ко десятков километров) и слабо приподнятые (не более +1 +2 км)
поперечные сегменты Северо-Западного и Юго-Восточного Кавказа
резко отличаются от значительно более широких и сильно приподнятых
сегментов Центрального и Восточного Кавказа. Граница между послед-
ними двумя сегментами (проходящая примерно по 44° в. д.) менее рез-
кая, но она фиксируется заметным сужением поднятия (до 80 км),
тогда как к западу и к востоку от этого пережима Центрально-Кавказ-
ский сегмент свода расширяется до 200 км и поднимается до +5 км,
а Восточно-Кавказский — соответственно до 150 км и до +4 км. Эти
сегменты разделяются крупными зонами глубинных поперечных нару-
шений, получивших выражение в новейшей структуре и рельефе Боль-
шого Кавказа.
Второе осложнение заключается в нарушении общей сводовой
(в поперечном сечении) формы поднятия рядом поднятий и прогибов
второго порядка, амплитуда относительных вертикальных перемещений
которых в новейшей стадии колеблется от нескольких сотен метров до
1—1,5 км. Одни из них унаследованы от ранее заложенных тектониче-
ских элементов (например, Рача-Лечхумский прогиб, Бежетинская деп-
рессия, поднятия Главного и Бокового хребтов Восточного Кавказа),
другие являются новообразованными, наложенными структурами, воз-
никшими в плиоценовое или даже четвертичное время (например,
Верхнетерская, Тарская, Верхнелескенская наложенные впадины). Часть
молодых «наложенных» структур тесно связана с новейшим магматиз-
мом и относится к категории вулкано-тектонических депрессий (Верхне-
чегемская, Кельская впадины и др.).
Особенности расположения осей главного и второстепенных подня-
тий обусловили асимметрию свода в целом, характерную для большин-
ства его сечений. В пределах Центрального сегмента высоко поднятая
часть Кавказского сооружения (выше +2,5 +3 км) смещена к его
южному борту, а в западной части Восточного Кавказа — к северному.
Отчетливо выявляется закономерное сближение зон наиболее интенсив-
ных молодых поднятий и глубоких прогибов, активно развивавшихся
в верхнеплиоценовое и четвертичное время. В первом случае роль та-
ких депрессий играют Черноморская и Рионская впадины, во втором —
Осетинская и Чеченская впадины Терского прогиба. Далее к востоку,
где к южному склону Восточного Кавказа примыкает современная
Алазанская впадина, осевая часть Кавказского поднятия снова сме-
щается к югу и вплотную приближается к последней. Такая сопряжен-
ность в пространстве наиболее активных поднятий и прогибов, очевидно,
свидетельствует о глубокой генетической связи между развитием этих
неотектонических структур.
Весьма характерной особенностью новейшего поднятия является
большое разнообразие его градиентов (см. рис. 8). На одних учасгках,
134
главным образом в зонах сочленения поднятия Большого Кавказа
со смежными впадинами, эти градиенты весьма велики и сочленение
носит характер флексуры, нередко весьма крутой (например, границы
Большого Кавказа с Рионской впадиной, с Западно-Кубанским проги-
бом, с Осетинской впадиной, с Северо-Дагестанским участком Терского
краевого прогиба и т. п.), а местами даже на поверхности сопровождаю-
щейся крупным разломом (например, Сиазанский разлом). Гораздо
реже переход от поднятия Большого Кавказа к смежным зонам осуще-
ствляется плавно; такие случаи имеют место лишь там, где к Большому
Кавказу примыкают относительно приподнятые участки эпигерцинской
платформы (Минераловодский выступ), отмерших краевых прогибов
(Восточно-Кубанский прогиб) и срединных массивов (Дзирульский
выступ). На других, весьма обширных частях поднятия Большого Кав-
каза градиенты новейших вертикальных движений весьма малы. Эти
особенности новейшей структуры, очевидно, следует объяснить большой
ролью глыбовых движений отдельных дифференциально перемещавших-
ся в неотектонической стадии блоков земной коры. Они настолько
сильно осложняют общий «сводовый» характер новейшего поднятия
Большого Кавказа, что заставляют именовать его сводово-глыбовым.
По существу такими крупными глыбами, разделенными поперечными
глубинными разломами, являются уже отмеченные выше сегменты Се-
веро-Западного, Центрального, Восточного и Юго-Восточного Кавказа,
по которым и будет дано дальнейшее описание новейшей тектоники
Большого Кавказа.
Необходимо отметить еще одну особенность новейшей тектоники
Большого Кавказа. Если на большей центральной части этого горного
сооружения в новейшее время проявлялись лишь сводово-глыбовые де-
формации, то по периферии его на ряде участков, главным образом
в миоплиоцене и перед акчагылом, имели место складкообразователь-
ные движения, приведшие к формированию относительно простых, но
резко выраженных складчатых и складчато-надвиговых структур (так
называемая «зона Известнякового Дагестана» с ее продолжением в Чеч-
не и Северной Осетии, внешняя часть Абхазско-Рачинской зоны, Рача-
Лечхумский прогиб и пр.).
Для наиболее приподнятой восточной части поперечного сегмента
Центрального Кавказа и смежной с ним западной части Восточного
Кавказа очень характерны мощные проявления новейшего магматизма
в форме гипабиссальных интрузий и главным образом в форме суб-
аэральных вулканических извержений. Размещение областей и отдель-
ных центров вулканизма и особенности магматической деятельности
в них тесно связаны с тектоническим планом Кавказа и его новейшими
движениями.
Северо-Западный Кавказ
Северо-западная часть Большого Кавказа отличается умеренными
амплитудами новейшего воздымания (не более +1 +2 км) и относи-
тельно небольшой шириной захваченной им зоны (30—50 км). По своей
новейшей структуре поднятие Северо-Западного Кавказа представляет
сундучной формы антиклиналь с плоской широкой сводовой частью и от-
носительно крутыми крыльями, обращенными к Западно-Кубанскому
прогибу и Черноморской впадине. Несомненно, что зоны сочленения
с этими депрессиями, особенно с Черноморской впадиной, осложнены
глубокими продольными и отчасти поперечными разломами, активны-
ми в новейшее время. Геосинклинальная складчатость в пределах Се-
веро-Западного Кавказа имела место до начала неотектонической ста-
дии, а в течение последней она проявилась лишь в смежных
с Северо-Западным Кавказом зонах Западно-Кубанского краевого про-
135
гиба и Керченско-Таманского поперечного прогиба, причем новейшие
складки этих зон как бы «обтекают» выступ Северо-Западного Кавказа,
не затрагивая его. Анализ морфометрии и общего характера рельефа
Северо-Западного Кавказа, прослеживание развитых на его территории
денудационных поверхностей, черноморских террас (Федоров, 1963),
изучение морфологии и конфигурации речных долин, форма поднятия
Северо-Западного Кавказа в плане — согласно показывают, что оно
состоит из нескольких поперечных блоков второго порядка, из которых
каждый расположенный юго-восточнее блок выше и шире смежного
А
Kt-М, Pnt, Mts
Mts
Z50
200
150
100
50
О
Туапсе
Адлер
Новороссийск Геленджик
Рис. 21. Схематические продольные профили А поверхностей выравнивания: — Се-
веро-Западного Кавказа (пунктиром показаны выравнивания северного склона) и
Б — морских террас (стрелками обозначены границы морских трансгрессий на се-
верном склоне). По В. Е. Хайну и В. М. Муратову, 1962
с ним северо-западного блока (рис. 21). Эта поперечная ступенчатость
выявлена также и при анализе более древней складчатой структуры
Северо-Западного Кавказа (А. Н. Шарданов, В. Е. Ханн) и по существу
полностью унаследована новейшим структурным планом (Хайн и Мура-
тов, 1962; Муратов, 1965). Намечаются четыре главных поперечных
уступа, связанные, очевидно, с активностью соответствующих глубинных
разломов (с востока на запад): 1) Пшехско-Адлерский, отделяющий
Северо-Западный Кавказ от Центрального; 2) Туапсинский, 3) Геленд-
жикский и 4) Анапский, ограничивающий поднятие Северо-Западного
Кавказа со стороны Таманской поперечной зоны новейших опусканий.
Между этими поперечными уступами, в пределах Северо-Западного
Кавказа расположены три поперечные ступени, которые можно назвать
I — Лазаревской, II — Афипской и III — Новороссийской *.
В самой западной — Новороссийской ступени, длина которой со-
ставляет 70—80 км, а ширина 30—40 км, новейшее поднятие не превы-
шает 0,2—0,4 км в ее западной и 0,4—0,6 км, в ее восточной части;
таких абсолютных высот достигают здесь низкогорные водораздельные
хребты, несущие на ряде участков, кроме самой западной части ступе-
ни, остатки предположительно верхнемиоценовой (по В. Е. Хайну и
В. М. Муратову, 1962) денудационной поверхности. Высота ее состав-
ляет около 500—600 м. Ниже в восточной части ступени прослеживают-
ся остатки 400—440- и 200—300-метровой (предгорной) поверхности,
которые постепенно снижаются к западу до 200 м и сливаются в единую
поверхность. Средняя поверхность предположительно относится указан-
ными исследователями к понту, так как она с небольшим угловым
несогласием срезает у пос. Неберджаевская пласты ракушников и пес-
чаников мэотиса, а в нее ингрессивно вложены на обоих склонах хребта
* В. Е. Хайн и В. М. Муратов (1962) называют Лазаревскую ступень Гонтхской,
что не вполне удачно, так как станция, перевал и селение Гойтх находятся не внутри
этой ступени, а в зоне Туапсинского уступа между нею н Афипской ступенью; послед-
нюю ступень эти авторы называют Афипско-Дефановской.
136
железистые пески киммерийского возраста. Нижняя поверхность, ве-
роятно, имеет среднеплиоценовый возраст. Уровни почти всех четвер-
тичных Черноморских террас в пределах Новороссийского блока не про-
слеживаются, и, возможно, опущены ниже уровня моря. Исключение
составляет только нижняя карангатская терраса, на всем Черномор-
ском побережье Кавказа сохраняющая высоту в 12—14 м. Речные до-
лины в пределах Новороссийской ступени широки, хорошо разработаны,
но почти совершенно лишены террас, что, возможно, является след-
ствием очень малой скорости новейших движений. На юго-западное
крыло Новороссийского блока наложена система сближенных продоль-
ных ступенчатых молодых разломов, по которым поднятие Северо-За-
падного Кавказа сочленяется с Черноморской впадиной с глубинами
около 2 км. Несомненно, что часть сооружения Северо-Западного Кав-
каза была опущена в неотектоническую стадию по этим разломам.
Кроме продольных, здесь имеются и поперечные разломы. По-видимому,
движения по системе продольных разломов привели к образованию
в пограничной зоне между Черноморской впадиной и Северо-Западным
Кавказом системы молодых грабенов *, наиболее опущенные поперечные
участки которых выражены в рельефе Цемесской (Новороссийской)
и Геленджикской бухтами. Непосредственно южнее их расположена
узкая зона сводово-горстовых поднятий с полуостровами Абрау и Дооб,
неогеновые денудационные уровни которых испытали, по В. Н. Олю-
нину (1953), пологий сводообразный изгиб. С древней складчатой струк-
турой эти неотектонические элементы связаны лишь общностью про-
стирания. Анапский поперечный уступ, связанный с глубинным разло-
мом северо-восточного простирания, отграничивающим Новороссийский
блок с северо-запада от Таманской зоны поперечного погружения —
очень резкий; амплитуда его превышает 1,5 км: к северо-западу от него
мел, палеоген и миоцен погружаются под мощный плиоцен-четвертич-
ный чехол.
К юго-востоку от Новороссийской ступени, за Геленджикским
уступом, в пределах Афипской ступени, поднятие Северо-Западного
Кавказа быстро расширяется до 50 км, в ядре его появляется юра, а вы-
соты вершин хребтов резко возрастают почти вдвое — до 800, а в вос-
точной части — даже до 900 ж; однако рельеф еще сохраняет низко-
горный характер. По В. Е. Хайну и В. М. Муратову, здесь широко
развиты остатки водораздельной выровненной поверхности предполо-
жительно верхнемиоценового возраста средней высотой 650—850 м.
Более низкая поверхность (хорошо выраженная в районе Гойтхского
перевала и др.), предположительно нижнеплиоценовая, выраженная
плосковерхими вершинами и выположенными водоразделами второсте-
пенных хребтов, имеет высоту 450—550 м. Самый низкий денудацион-
ный уровень (350—200 л«) отчетливо выражен в виде подгорной
равнины, круто спускающейся к Кубанской низменности, на склонах ли-
тологически обусловленных депрессий в горной части, и в виде разроз-
ненных террасовидных площадок — на южных приморских склонах.
Таким образом, в пределах Афипской ступени выделяются те же три
выровненные поверхности, что и в Новороссийской ступени, но абсо-
лютные высоты всех их (особенно верхней) заметно повышаются к во-
стоку от Геленджикского уступа и продолжают медленно возрастать
далее к востоку. Речные долины в пределах Афипской ступени обладают
ящикообразной формой и хорошо развитыми, нередко аномально высо-
кими поймами (до 6—8 л«), что связано с большой высотой паводков.
Высоты верхнечетвертичных террас достигают 18 м (II надпойменная
терраса), а нижнечетвертичная терраса, развитая лишь в долине р. Псе-
* В. И. Олюнин (1953) рассматривает Цемесскую и Геленджикскую бухты в ка-
честве наложенных на древнюю складчатую структуру молодых прогибов, что вряд ли
правильно.
137
купе, у ее выхода из гор постепенно снижается к северу от 50 до 30 м.
В более западных долинах нижнечетвертичные речные террасы отсут-
ствуют и, возможно, являются погруженными. Морские Черноморские
террасы, по данным П. В. Федорова, к юго-востоку от Геленджика
скачкообразно поднимаются, затем на расстоянии около 150 км сохра-
няют неизменную высоту, а несколько западнее Туапсе наиболее древ-
ние из них — нижне- и среднеплейстоценовые террасы — вновь резко
увеличивают свои отметки в 1,5—2 раза (см. табл. 7).
Таблица 7
Черноморские террасы	Возраст	Абсолютные высоты береговых линий (в м)			
		Западнее Анапы	Анапа — Геленджик	Геленджик — Туапсе	Восточнее Туапсе
Чаудинская . . .	Qi	Все террасы опущены ниже нуля или ло- кально подня- ты в антикли- нальных струк- турах	К западу тер- расы понижают- ся ниже ново- карангатской	50*	100
Древнеэ ксинская	Q1 2			40—42	60
Узунларская . . .	Q1 2			30—35	40 (локаль- но 42—45)
Древиекарангатская	Q1 3			24—26	24—26
Новокарангатская	2 Q 3			12—14	12—14
* По данным В. М. Муратова, в восточной части Афипской ступени высота Чаудинской террасы воз-
растает до 100 м.
В приморской полосе наблюдаются заливообразные, ингрессивно-
го типа расширения долин, вдающиеся в горы до нескольких километ-
ров, на склонах которых наблюдаются до нескольких вложенных один
в другой террасовых уровней; особенно хорошо выражены чаудинский
и древнеэвксинский ингрессионные уровни. Таким образом, Афипский
блок существенно отличается от Новороссийского по деформациям как
неогеновых, так и четвертичных денудационных уровней; с верхнего
плейстоцена по характеру движений он, очевидно, представлял единое
целое с Лазаревским блоком.
Северо-восточный борт Афипского блока несколько менее крут,
чем у Новороссийского; с юго-запада же он ограничен узкой зоной из
продольных разломов, придающих рельефу континентального склона на
участке Геленджик — Туапсе отчетливую ступенчатость (Гончаров,
1958; Гончаров и Непрочнов, 1960). Средний уклон континентального
склона составляет здесь 6—10°, но на отдельных участках достигает
20—30°. В его пределах широко развиты системы подводных гряд, па-
раллельные простиранию Кавказского хребта, а также многочисленные
поперечные подводные долины. Учитывая наличие на описываемом
участке следов нижнеплейстоценовой береговой линии, можно предпо-
лагать, что погружение под уровень моря этих элементов первоначаль-
но наземного рельефа юго-западного склона Кавказа на глубину до
1—2 км произошло, скорее всего, в плиоцене.
В районе Туапсе—перевала Гойтх по зоне поперечного наруше-
ния, к которому приурочена долина р. Туапсинки, происходит переход
к более высокой Лазаревской ступени, выражающийся в появлении
в осевой части поднятия мощного выступа нижне-среднеюрских отло-
жений (Гойтхский антиклинорий), расширении зоны поднятия до 60 км
и увеличении абсолютных высот хребтов до +1,25 км в западной и до
138
+ 1,5 + 1,85 км в восточной части Лазаревского блока (высоты свыше
1,5 км характерны для отдельных останцовых вершин, сложенных наи-
более жесткими породами). Для этой ступени характерен среднегорный
рельеф с вершинной выровненной поверхностью водоразделов на высо-
тах 1250—1450 м и несколько более низкой (800—1000 м) поверх-
ностью, которая прослеживается в виде перегибов склонов на главных
хребтах и на водоразделах боковых хребтов. Как предполагают
В. Е. Хайн и В. М. Муратов, эти две поверхности имеют верхнемиоце-
новый (сарматский?) возраст и представляют результат расщепления
водораздельной поверхности более западной Афипской ступени в связи
с более ранним началом поднятия. Ниже прослеживаются еще две
внутридолинные поверхности с уровнями 650—550 м и 450—300 м, ко-
торые в зонах предгорий выходят на водоразделы.
На южном склоне В. М. Муратов отмечает также абразионные
верхнеплиоценовые террасы шириной до 2 км в районе Сочи, высоты
которых составляют 220—240 м и 150—170 м. В четвертичное время,
судя по увеличению высот черноморских морских террас по сравнению
с Афипской ступенью и выдержанности их уровней от Туапсе до
Сухуми, темп воздымания на южном крыле Большого Кавказа на Лаза-
ревском участке был выше, чем в более западных районах, но прак-
тически не отличался от более восточных (см. табл. 8). Высота чаудин-
ской морской террасы, нередко вдающейся в южный склон Кавказа
широкими ингрессионными заливами, составляет здесь 100 м; анало-
гичную относительную высоту имеют нижнечетвертичные речные тер-
расы в предгорьях северного склона. Таким образом, амплитуда возды-
мания с конца нижнего плейстоцена составила в периферических
зонах Лазаревской ступени около 100 м; в осевой части поднятия,
в зоне Гойтхского антиклинория, она была, по-видимому, значительно
больше.
Приведенные данные показывают ступенчатый характер нараста-
ния амплитуды новейшего воздымания Северо-Западного Кавказа вдоль
его простирания с северо-запада на юго-восток. Учитывая преимущест-
венно абразионный характер водораздельных выровненных поверх-
ностей каждой ступени и близость их первоначальных высот к уровню
моря, мы можем достаточно точно оценить суммарные амплитуды под-
нятия в неотектоническую стадию со времени их образования следую-
щими цифрами: Новороссийская ступень — от 250 м на западе до
500 м на востоке; Афипская ступень — 650—850 м\ Лазаревская сту-
пень— 1250—1450 м.
Поднятия с конца нижнего плейстоцена составили соответственно
от 0 до 50—100 м и не менее 100 м.
Граница Северо-Западного сегмента Кавказа со значительно более
приподнятым Центральным проходит по поперечной Пшехско-Адлер-
ской полосе глубоких нарушений, выраженной Цицинским и Курджип-
ским поперечными разломами, и по ее продолжению в более южных
зонах Кавказа (В. Е. Хайн и М. Г. Ломизе, 1961). На этой поперечной
границе суммарная амплитуда новейших поднятий возрастает на ко-
ротком расстоянии в полтора раза (до +2,5—3 км) *, а ширина сво-
дово-глыбового сооружения Большого Кавказа увеличивается почти
вдвое за счет вовлечения в него более северных тектонических зон.
Влияние этой важнейшей субмеридиональной зоны нарушений в новей-
шей структуре сказывается не только в общем поперечном короблении
Кавказа, но также и в новейших подвижках по поперечным разломам.
В частности, В. Е. Хайн и М. Г. Ломизе (1959, 1965) выявили в долине
р. Курджипс смещение по одноименному разлому с относительным
* По В. Е. Хайну и М. Г. Ломизе, реликтом пенепленизированного верхнемиоцено-
вого (?) рельефа в зоне перехода от Северо-Западного к Центральному Кавказу яв-
ляется поверхность Лагонакского известнякового плато высотой от 1,5 до 2,5—2,85 км.
139
опусканием западного крыла более чем на 200 м, имевшее место, по-
видимому, в плиоцене; это нарушение, прекрасно выраженное в релье-
фе, вызвало перестройку гидросети, отклонив к западу течение
р. Курджипс. В параллельной этому разлому зоне более западного
Цицинского разлома также установлены ступенчатые молодые сбросы
амплитудой 250—350 м, разорвавшие древнюю долину р. палео-Цице
(рис. 22).
На южном крыле поднятия Большого Кавказа к поперечной сту-
пени между Северо-Западным и Центральным сегментами Кавказа
з
| / 1б |~д^7 |в
Рис. 22. Профили через Лагонакское плато и долины рек Пшехи и Белой. По М. Г. Ломизе
и В. Е. Хайну (1965)
I — геолого-геоморфологический профиль; II—реконструкция древнего рельефа Лагоиакской
структурио-деиудациоиной поверхности (по линии профиля).
1 — палеозойские граниты и кристаллические сланцы Даховского массива; 2 — песчано-гли-
нистые отложения нижией, средней юры и келловея; 3 — среднеюрские липарито-дацитовые
порфиры; 4 — верхнеюрские (Оксфорд — титон) отложения: [I — известняковые брекчии и
конгломерате-брекчии, II — рифовые известняки, III — известняки оргаиогеино-обломочные,
онколитовые и оолитовые]; 5 — четвертичные коллювиальные брекчии из обломков известняка;
6 — разрывные нарушения (Ч — Черногорский разлом, К — Курджипский разлом); 7 — древияя
Лагонакская структурио-деиудациоииая поверхность; 8 — направление и приблизительная
амплитуда новейших движений по разломам
приурочен наиболее сейсмичный на Западном Кавказе Сочи — Адлер —
Краснополянский район с землетрясениями силой до 7—8 баллов. По
данным В. А. Растворовой и Д. И. Рустановича (1960), здесь имеется
ряд сейсмических очагов на глубинах от 2—3 до 10—15 км. Возникно-
вение их эти авторы в основном связывают с резко дифференциальным
характером новейших тектонических движений. В частности, в районе
Красной Поляны выделяются своей новейшей активностью горст Ачиш-
хо-Аибги, к западной части которого приурочено наибольшее скопление
эпицентров землетрясений, а также хорошо выраженный тектонический
уступ на южном крыле антиклинального поднятия, выраженного
хр. Ахцу. Несомненно, однако, что наряду с продольными структурами
в локализации очагов землетрясений этого района важную роль играют
и глубинные поперечные нарушения; в пользу этого говорят располо-
жение Краснополянского и Адлерского сгущений эпицентров в одной
меридиональной зоне и «выход» некоторых относительно наиболее глу-
боких (10—15 км) сейсмических очагов, в том числе непосредственно
к югу от Адлера, в пределы глубоководной Черноморской впадины.
Центральный Кавказ
Центральный Кавказ — от р. Пшехи на западе до р. Ардона на вос-
токе— представляет наиболее широкий (до 150—200 км) и высоко
приподнятый (до +4 + 5 км) сегмент сводово-глыбового сооружения
140
Большого Кавказа. Средняя амплитуда поднятия за неотектоническую
стадию составляет здесь 2,5 км. Новейшая структура Центрального сег-
мента значительно сложнее, чем Северо-Западного. В наиболее грубом
виде она представляется как обширный асимметричный свод с весьма
пологим и широким северным и более узким и крутым южным кры-
лом. Роль пологого моноклинально построенного северного крыла
играет Лабино-Малкинский (Северо-Кавказский) краевой массив, во-
влеченный в неогене в сводовое воздымание Центрального Кавказа
и особенно приподнятый в своей южной части. Северная граница под-
нятия Центрального Кавказа — очень нечеткая, поскольку в примы-
кающем к нему с севера Восточно-Кубанском прогибе абсолютное
погружение прекратилось еще в конце миоцена, и он причленился к при-
поднятому участку эпигерцинской платформы — Ставропольскому сво-
ду. Однако на южном краю Восточно-Кубанского прогиба, на широте
Черкесска, в новейшей структуре все же фиксируется пологий флексуро-
образный перегиб, связанный с некоторой активностью в новейшее
время Черкесского глубинного разлома; с ним мы и совмещаем северную
границу поднятия Центрального Кавказа. На северо-востоке оно грани-
чит с Кабардинской и Осетинской впадинами, причем эта граница
к юго-востоку становится все более резкой. Сочленение поднятия Цен-
трального Кавказа на юге с Черноморской впадиной, по-видимому, про-
исходит по той же зоне разломов, которая ограничивает с юга Северо-
Западный Кавказ. Далее к востоку переход от поднятия Центрального
Кавказа к Рионской впадине происходит посредством весьма крутой
региональной Ткварчельской флексуры. В плане трасса ее имеет очер-
тания ломаной, местами несколько изгибающейся линии. Несомненна
связь ее с глубинным разломом, местами непосредственно проявляющим
себя на поверхности разрывными нарушениями в третичных отложе-
ниях.
К востоку от. р. Цхенис-Цхали, где к поднятию Центрального Кав-
каза примыкает приподнятый участок срединного массива (Грузинской
глыбы), южная граница Большого Кавказа делается менее резкой,
в значительной мере условной и может быть проведена либо через
Рача-Лечхумскую впадину, либо между Окрибо-Сачхерской зоной и
Дзирульским массивом, либо между последним и Аджаро-Триалетской
зоной. Мы проведем ее для неотектонической стадии по южному краю
Окрибо-Сачхерской зоны, поскольку последняя, подобно Лабино-Мал-
кинской зоне, была втянута в довольно интенсивное новейшее поднятие
(до +2 км и более), тогда как южнее — в Чиатурской впадине и на
Дзирульском массиве амплитуда новейших поднятий составила всего
от 0 до +1,5 км.
Срединная зона. Осевое положение в новейшей структуре Централь-
ного Кавказа занимает его срединная зона, приподнятая за неотекто-
ническую стадию до +3 + 3,5 км в своей западной части, до +4
+5 км — в средней и до +4 + 4,5 км — в восточной. Эта зона, в основ-
ном отвечающая в древней структуре горст-антиклинорию Центрального
Кавказа, сложенному кристаллическими палеозойскими породами, пред-
ставляет не просто апикальную часть всего свода Центрального Кав-
каза, а несколько выдвинута над ним в виде дополнительного выступа
с амплитудой до 0,5—1 км. Северной границей его служат южные раз-
ломы Тырныаузской шовной зоны, южной—система разрывов так на-
зываемой «зоны Главного надвига». Вряд ли в последней зоне имели
место в плиоцене — антропогене особенно значительные подвижки, по-
скольку в некоторых местах она «залечена» альпийскими интрузия-
ми, абсолютный возраст которых говорит о их принадлежности к верх-
нему мелу (?) или палеогену (неоинтрузии—Кароби, Цурунгал).
Однако с зоной Главного надвига совпадает очень резкий геомор-
фологический уступ, который нельзя объяснить только различиями
141
в денудационной стойкости гранитов и юрских сланцев, так как он про-
слеживается далеко к востоку от р. Ардона, в пределы Восточного Кав-
каза, где по обе стороны от этого уступа выходят нижнеюрские породы.
По-видимому, зона Главного надвига выражена в новейшей структуре
флексурной ступенью, наложенной на древнюю складчато-надвиговую
структуру. Но некоторые исследователи предполагают, что зона Глав-
ного надвига сохраняла значительную подвижность вплоть до антропо-
гена. Так, по мнению А. Л. Цагарели (1964), подвижки в зоне этого
разлома с конца плиоцена достигают размаха в 1—1,5 км. а, по мнению
В. А. Растворовой и Е. М. Щербаковой (1963), дифференциальные дви-
жения только позднеледникового и послеледникового времени по этой
же зоне Главного надвига измеряются 100—200 м. Эти цифры пред-
ставляются мне недостаточно обоснованными и преувеличенными.
Вместе с тем, несомненно, что зона Главного надвига не полностью
утратила в неотектонической стадии свою активность, и на отдельных
участках, например восточнее горы Казбек (см. Восточный Кавказ),
по ней вплоть до позднечетвертичного времени происходили вертикаль-
ные подвижки значительной амплитуды. О современной тектонической
активности зоны Главного надвига свидетельствует и связанное с нею
сильное землетрясение, которое произошло летом 1963 г. в районе Клу-
хорского перевала. Что касается северного борта выступа кристалличе-
ского фундамента, то здесь, по крайней мере, на отдельных участках
можно с достоверностью констатировать, а на других участках пред-
полагать молодые (главным образом, плиоценовые, но местами и чет-
вертичные) подвижки по крутым разломам Тырныаузской шовной зоны
амплитудой в несколько сотен метров, как правило, с относительно
приподнятыми южными крыльями. Таким образом, в целом новейшая
структура горст-антиклинория Главного хребта представляет унасле-
дованное сводово-горстовое поднятие. Наиболее приподнятая часть его
на всем протяжении приближена к его южному краю, где располагаются
все высочайшие эрозионные вершины Большого Кавказа — «пяти-
тысячники».
По всей вероятности, вершинный уровень гор Центрального Кавка-
за, расположенный на высотах 4—5 км, гипсометрически близок к уров-
ню сарматской денудационной поверхности; его высотное положение
в первом приближении можно рассматривать как показатель размаха
новейших тектонических поднятий срединной зоны Кавказа. Важное
значение для установления амплитуды новейших поднятий имеют остат-
ки коры выветривания, обнаруженные автором и Н. В. Короновским на
восточном склоне Эльбруса на абсолютной высоте 3750 м под древней-
шими моренами и эффузивами этого массива. Эта кора выветривания
могла формироваться в условиях теплого климата и слаборасчленен-
ного, гипсометрически низкого рельефа, что могло иметь место не позд-
нее сарматского века. Отсюда можно сделать вывод, что амплитуда
последующих, т. е. новейших, движений в районе Эльбруса составляет
около 3,5 км. Описываемый участок находится у внешнего края Эль-
брусской вулкано-тектонической депрессии, и поверхность коры вывет-
ривания вместе с перекрывающими ее плиоценовыми образованиями
наклонена в сторону вулкана под углом около 10°. Вне этой депрессии
амплитуда новейшего поднятия должна быть поэтому несколько боль-
ше и, вероятно, может достигать 4—4,5 км, а местами и 5 км.
Об амплитудах поднятия за отдельные фазы неотектонической ста-
дии дают возможность судить абсолютные и относительные высоты
реликтов верхнеплиоценовой денудационной поверхности, которые про-
слеживаются в зоне горст-антиклинория Центрального Кавказа на от-
метках, близких к 2,3—3,0 км и относительных высотах порядка 1—
1,2 км, а также днищ четвертичных долин. Так, относительные высоты
раннеплейстоценовых днищ в верховьях Баксана составляют 500 —
142
700 м, среднеплейстоценовых — до 300—400 м, а русла современных
крупных рек в той же зоне располагаются на абсолютных отметках
около 1,8—2 км. Следовательно, амплитуда глубинной эрозии (и экза-
рации) оказывается здесь примерно или почти вдвое меньшей (2—
2,5 км), чем амплитуда поднятия за то же время (4—4,5 км). Исходя
из приведенных данных, амплитуду поднятия за первую фазу новейшей
стадии (конец плиоцена — средний плиоцен) можно принять прибли-
зительно в 1,5—2 км, за вторую (позднеплиоценовую) стадию в 1 —
максимум 1,5 км, за третью, антропогеновую — примерно в 1—1.4 км,
в том числе со среднего плейстоцена — в 600—800 м.
Некоторые из продольных и поперечных разломов, осложняющих
структуру горст-антиклинория Главного хребта, несомненно, а некото-
рые — предположительно продолжали проявлять активность и в неотек-
тонической стадии. Наиболее резко выраженную из молодых структур,
контролируемых этими нарушениями, представляет Верхнечегемская
вулкано-тектоническая впадина, наложенная на северо-восточное кры-
ло сводово-горстового поднятия Главного хребта (рис. 23). В структуре
подошвы толщи верхнеплиоценовых линаритовых туфолав она имеет
форму поперечного ступенчатого грабена глубиной свыше 2 км, а в ее
верхних горизонтах приобретает форму пологой брахисинклинали. Впа-
дина приурочена к зоне крупнейшего Верхнечегемского поперечного
глубинного разлома, явившегося в верхнем плиоцене каналом для
извержений огромного объема линаритовой магмы, и испытывала по-
гружение в ходе последних (Милановский, Каминский, Седенко, 1961).
Другая, по-видимому, несколько меньшая вулкано-тектоническая деп-
рессия, также сформировавшаяся в верхнеплиоценовое время, находит-
ся западнее, в зоне Эльбрусского поперечного глубинного разлома
северо-северо-восточного простирания и почти целиком погребена под
более молодыми лавами этого крупнейшего вулкана. Блок, располо-
женный к востоку от этого разлома, судя по абсолютным высотам вер-
шинного уровня гор, был в позднеорогенной стадии поднят по крайней
мере на 0,5 км выше, чем более западный блок. Судя по геоморфологи-
ческим данным, в новейшее время были несколько подновлены также
Безингийский поперечный разлом, к которому приурочена прямолиней-
ная долина верхнего течения р. Черека Безингийского, и продольные
разломы, обрамляющие Штулу-Харесскую грабен-синклиналь.
Для новейшей структуры поднятия Главного хребта очень харак-
терно наличие поперечной положительной ундуляции, достигающей мак-
симума между меридианом г. Эльбрус и р. Череком, т. е. к юго-востоку
от Эльбрусского поперечного разлома и к югу от Минераловодского
выступа. Обращает на себя внимание, что этот поперечный выступ ска-
зывается также в новейшей структуре северного крыла сооружения
Центрального Кавказа (Малкинское поперечное поднятие), его южного
крыла (Верхне- и Нижнесванетское поднятия, Окрибо-Сачхерское под-
нятие) и Закавказской межгорной зоны (Дзирульский выступ). Именно
к этому поперечному выступу приурочены все проявления новейшего
вулканизма на Центральном Кавказе и, в частности, в его срединной
зоне — зоне Главного хребта.
Северное крыло. С севера к выступу Главного хребта непосредст-
венно примыкает Тырныауз-Пше кишская шовная зона,
Структура этой зоны весьма сложна и на разных ее отрезках сущест-
венно различна. В новейшее время разные участки этой зоны также
ведут себя по-разному. Средний ее отрезок — от р. Аксаута до р. Чеге-
ма — причленился к выступу Главного хребта или представляет про-
межуточную ступень на его северном крыле. Продольные разломы,
ограничивающие этот отрезок зоны с севера, проявляли в новейшее
время активность не повсеместно, а лишь на отдельных участках, в част-
ности в бассейне р. Кубани и в междуречье Баксана и Чегема
143
Рис, 23. Геологические профили Верхнечегемского вулканического нагорья. Составил Е. Е, Милановский
в бассейне р. Кестанты, где с конца плиоцена и до верхнего плейстоцена
длительно развивался крутой разрыв с относительно поднятым за это
время +0,4 +0,5 км южным крылом. В Чегемском пересечении Тырны-
аузской зоны продольные профили плейстоценовых террас выявляют
южнее сел. Актопрак локальную антиклинальную деформацию ампли-
тудой в несколько десятков метров. На отдельных участках Тырныауз-
ской зоны, в частности в Приэльбрусье, в четвертичное время формиро-
вались небольшие овальные приразломные депрессии (Кизилкольская,
Верхнехудесская), возможно, имеющие вулкано-тектоническую приро-
ду. В западной части зоны, в пределах Архыз-Уруштенской грабен-син-
клинали, возможно, также имели место относительные опускания,
о чем может свидетельствовать мощная аккумуляция четвертичных
осадков в долине Большой Лабы, у сел. Загедан в средней части этой
депрессии и в долине Большого Зеленчука у сел. Архыз в ее восточной
части.
Большую часть северного крыла поднятия Центрального Кавказа
занимает Лабино-Малкинский (Северо-Кавказский)
краевой массив, сложенный полого моноклинально (10—15°) на-
клоненными к северу и северо-северо-востоку породами мезо-кайнозоя.
Поскольку миоплиоценовая конгломератовая толща на северо-восточной
периферии этой зоны (в бассейнах Малки, Баксана, Чегема, Черека)
лежит на морских сарматских отложениях без углового несогласия,
а местами даже связана с ними постепенными переходами и участвует
в общей моноклинальной структуре, можно думать, что формирование
моноклинали в основном происходило в течение неотектонической ста-
дии — во время накопления миоплиоценовых моласс и даже позднее.
Вместо с тем тот факт, что верхнеплиоценовая молассовая толща в тех
же районах налегает на разные горизонты неогеновых и более древних
отложений с угловым несогласием, достигающим в зоне краевой флек-
суры, ограничивающей Северо-Кавказскую моноклиналь с северо-восто-
ка в районе г. Нальчика— 10—20°, и лежит значительно более полого,
чем они, указывает на то, что значительная доля (возможно, более
половины) суммарной амплитуды деформации, связанной с образова-
нием моноклинали, падает на доверхнеплиоценовое время. Однако верх-
неплиоценовые молассовые толщи в пределах Кабардинских предгорий
наклонены к северо-востоку все же значительно сильнее (5—10°), чем
галечники нижнеплейстоценовых (до 2—3°) и, тем более, средне- и
верхнеплейстоценовых террас, хотя и последние в зоне Кабардинских
предгорий также существенно деформированы.
Признаки моноклинальной деформации обнаруживает подошва
средне-верхнеплиоценовых гравитационных образований, сохранившихся
в нескольких километрах к югу от подножия Скалистого хребта в пре-
делах Бичесынской депрессии, в верховьях р. Тызыл (гряда Ташлы-
сырт и др.). Подошва этих накоплений, представляющих продукт раз-
рушения верхнеюрских известняков Скалистого хребта, первоначально
обладала пологим наклоном в сторону от последнего, т. е. к юго-юго-
западу, либо в крайнем случае — была горизонтальной. В настоящее
время она под углом до нескольких градусов наклонена к северо-северо-
востоку, что можно объяснить лишь последующей деформацией, падаю-
щей на верхнеплиоценовое и четвертичное время.
Амплитуда новейших воздыманий в пределах разных участков
северного крыла Центрального Кавказа в общем сильно варьирует
от +0,5 +1 км у его северного или северо-восточного края до 2,5—
3 км и даже местами 3,5 км у его южного борта. «Исходная» верхне-
миоценовая денудационная поверхность в этой зоне почти не сохрани-
лась. По-видимому, к ее уровню близки уровни водоразделов куэсты
Скалистого хребта и меловых куэст. Реликтом ее на западном участке
крыла, вероятно, является Лагонакское известняковое плато на
10 0731
145
левобережье Белой. Скудность данных о гипсометрии верхнемиоценовой
поверхности заставляет при реконструкции новейшей структуры широ-
ко использовать средне-верхнеплиоценовую денудационную поверхность,
широко распространенную в южной половине зоны Северо-Кавказской
моноклинали — так называемую Бичесынскую поверхность (или Северо-
Юрскую депрессию). Бичесынская денудационная поверхность в своей
северной части врезана в верхнемиоценовый уровень (гребень Скали-
стого хребта) приблизительно на 0,5 км, а в крайней юго-восточной
части — до 0,7—0,8 км. Это указывает на поднятие за первую фазу
позднеорогенной стадии порядка 0,7—1 км. Первоначальные абсолют-
ные высоты Бичесынской поверхности вряд ли превышали 0,5 км.
Ныне же в восточной половине Лабино-Малкинской моноклинали,
в бассейнах рек Малки и Баксана ее абсолютные высоты составляют
от 2 км в северной части Бичесынского плато до 2,5 км у ее южного
края, а в локальном поднятии Шаукамны-Сырт они доходят даже до
3—3,5 км. Относительные превышения Бичесынской поверхности, места-
ми датированной приуроченными к ней останцами верхнеплиоценовых
липаритовых лав, над руслами главных рек (Малка, Баксан) дости-
гают 1 км, а у ее южного края значительно превосходят. Тем самым
амплитуду воздымания юго-восточной, наиболее приподнятой части
Северо-Кавказской моноклинали — Малкинского поперечного подня-
тия— начиная с верхнего плиоцена, можно оценить минимум в 1,5 ки.
Из них на долю антропогеновых поднятий приходится несколько мень-
ше половины. К северу суммарная амплитуда верхнеплиоценовых и чет-
вертичных поднятий снижается до первых сотен метров. Особенно быст-
рое понижение и сближение верхнеплиоценового денудационного уровня
и плейстоценовых террас, вплоть до их перекрещивания («ножницы»)
у выхода на Кабардинскую равнину можно наблюдать на северо-восточ-
ном краю описываемого района, в долине р. Баксана.
Малкинский поперечный выступ принадлежит к числу весьма древ-
них поперечных поднятий Кавказа, проявивших себя как в структуре
герцинского фундамента, так и в тектонике альпийского чехла. С этим
поднятием, главным образом с его краевыми частями и прилегающими
участками смежных неотектонических структур (Минераловодский вы-
ступ, средняя часть Тырныаузской шовной зоны и смежные участки
поднятия Главного хребта), связаны все районы и центры новейшего
вулканизма Эльбрусской вулканической области. По всей вероятности,
под этой территорией находится обширный глубинный магматический
очаг, дающий в зонах крупных глубинных нарушений «отпрыски»
в верхние части земной коры — периферические или промежуточные
очаги, питавшие магмой отдельные вулканические районы Эльбрус-
ской области. Локализация центров новейшего магматизма опреде-
ляется главным образом зонами крупных поперечных разломов и тре-
щин фундамента (северо-северо-восточного, северо-северо-западного и
меридионального простираний) и в особенности участками их пересе-
чения региональными субширотными разломами. К числу главных зон
дизъюнктивных нарушений, контролирующих размещение вулканиче-
ских центров и гипабиссальных интрузий, относятся: продольные раз-
ломы Тырныаузской зоны, Черкесский разлом, поперечный Эльбрусский
разлом и параллельные ему нарушения, продолжающиеся на севе-
ро-северо-восток до Минераловодского выступа и приуроченные к зоне
перегиба и растяжения Северо-Кавказской моноклинали, поперечная
Чегемская зона разломов, поперечная (точнее, диагональная) флексур-
ная зона, отделяющая крыло поднятия Большого Кавказа от Кабардин-
ской краевой впадины.
К западу от Малкинского поперечного поднятия в пределах отно-
сительно узкой (10—20 км) меридиональной полосы, совпадающей
146
с долиной р. Кубани к югу от Скалистого хребта, уровень Бичесынской
поверхности круто понижается на 1 км (так называемая Кубанская
поперечная флексура) и западнее Кубани, в бассейнах рек Большого
и Малого Зеленчука составляет всего от +1 до +1,5 км. Глубина вреза
современных долин в эту поверхность уменьшается здесь до 150—
300 м. Последняя выражена в бассейнах Большого и Малого Зелен-
чука к югу от Скалистого хребта несколькими плиоценовыми терраса-
ми, пологонаклоненными к северу, которые несут остатки аллювиаль-
ного покрова, достигающего местами мощности в несколько десятков
метров. Здесь хорошо развиты также широкие плейстоценовые терра-
сы высотой не более 100 м, вплоть до низких верхнеплейстоценовых
террас и пойм, образующих широкие днища современных долин. Этот
участок, несущий отчетливые признаки верхнеплиоценовых и четвер-
тичных относительных опусканий, выделяется нами как Зеленчукская
впадина. Она четко ограничена не только с востока, со стороны Мал-
кинского поперечного поднятия, но и с юга, со стороны Передового
хребта. Относительная высота поверхности верхнеплиоценовой аллюви-
альной равнины (над современными руслами), не превышающая в цен-
тральной части Зеленчукской впадины 150 м, к югу сначала весьма
постепенно повышается до 300—350 м, а затем в северной части Пере-
дового хребта по зоне древнего, но омоложенного субширотного раз-
лома резко воздымается до 600—700 и более метров; к югу от этого
разлома верхнеплиоценовая поверхность приобретает денудационный
характер.
Северное ограничение Зеленчукской впадины — менее резкое,
и структура его не может быть расшифрована достаточно детально
из-за ограниченного развития террас в зоне Скалистого и Пастбищ-
ного хребтов. Все же в зоне хребтов на участке, прорезаемом Боль-
шим и Малым Зеленчуком и Кубанью, устанавливается локальное
молодое поднятие относительной амплитудой до 100—150 м, так как
на северном склоне Пастбищного (Мелового) хребта относительная
высота верхнеплиоценовой террасы (например, на водоразделах Боль-
шого и Малого Зеленчука, Малого Зеленчука и Кубани) возрастает
до 250—280 м (против 150 м к югу от Скалистого хребта, в центре
Зеленчукской впадины) и далее к северу снова постепенно снижается
в сторону Восточно-Кубанской впадины. Наличие локального поднятия
в зоне Скалистого хребта, развивавшегося в верхнечетвертичное время,
установлено А. В. Кожевниковым в долине Кубани (1962). Верхнеплей-
стоценовые цокольные террасы Кубани в зоне этого поднятия повышают
свою относительную высоту на несколько метров, испытывают расще-
пление, а продольные профили этих террас, а также русла Кубани
образуют отчетливый выпуклый перегиб. Пологое сводообразное (?)
поднятие к северу от Зеленчукской впадины неоднократно проявляло
себя и в прошлом (в частности, в юре) и является унаследованным.
Зеленчукская впадина также унаследована от поперечного участка
Северо-Кавказского массива, неоднократно испытывавшего в прошлом
значительные опускания; особенно сильные дифференциальные погру-
жения проявились на этом участке в среднелейасовое и байос-батское
время. Западная граница Зеленчукской впадины в отличие от восточ-
ной очень нечеткая. Наиболее глубокая часть ее, по-видимому, закан-
чивается к западу от р. Кяфара, но западное крыло, вероятно, рас-
пространяется и в бассейны рек Урупа и Лабы.
Восточный участок северного крыла Центрального Кавказа — меж-
ду верховьями Чегема и р. Ардоном — отличается наибольшей слож-
ностью и дробностью проявления новейших движений. Моноклиналь,
сложенная породами верхней юры, мела и кайнозоя, к юго-востоку
суживается и становится круче (углы падения доходят здесь до 20—30°У
и осложняется рядом складчатых и отчасти разрывных нарушений.
10*
147
На погруженном под мезозойский покров восточном продолжении Тыр-
ныаузской! шовной зоны в породах мальма и нижнего мела появляется
несколько асимметричных надразломных складок (Борсух-Юалинская
антиклиналь, Хумиланская синклиналь и др.), а к югу от них — про-
дольный разрыв, к которому приурочены долина р. Карасу Хулам-
ского и нижний широтный отрезок долины р. Черека Безингийского.
Ряд фактов указывает на образование или, во всяком случае, обновле-
ние всех этих нарушений в верхнеплиоценовое время. К ним относятся:
1) изменение направления течения р. Черека Безингийского, который
до конца плиоцена тек к северо-востоку, а затем резко повернул к во-
стоку вдоль трассы упомянутого разлома; 2) приуроченность верхне-
плиоценовых андезито-базальтовых вулканов Сурх и Крандух в меж-
дуречье Чегема и Черека к надразломным складкам Тырныаузской зоны
и 3) участие вулканогенно-осадочных верхнеплиоценовых образований
в районе вулкана Крандух в складчатых деформациях совместно с под-
стилающими их породами валанжина. Восточнее, в долине р. Черека
упомянутые складки кулисно подставляются проходящей несколько се-
вернее Аргуданской гемиантиклиналью (структурным носом), круто
погружающейся к востоку, в сторону Терского передового прогиба.
Ее слагают верхнемеловые, палеогеновые и неогеновые отложения
вплоть до верхнего плиоцена, что указывает на очень молодой возраст
складки и тем самым делает еще более вероятным отнесение к верх-
нему плиоцену надразломных складок и разрывов Чегем-Черекскою
междуречья. Первые признаки зарождения Аргуданской антиклинали
фиксируются еще в сармате, но основные фазы ее развития падают на
предверхнеплиоценовое и предчетвертичное время. Рост антиклинали
продолжался и в течение плейстоцена, что хорошо фиксируется весьма
значительной сводообразной деформацией продольного профиля четвер-
тичных террас рек Лескена и Псыгансу, пересекающих Аргуданскую
антиклиналь. В осевой зоне Аргуданской антиклинали относительная
высота ннжнеплейстоценовой террасы р. Псыгансу достигает 120—-
150 м, тогда как к северо-востоку, т. е. в сторону Кабардинской краевой
впадины, она снижается до 80—100 м, а к юго-западу, в сторону Верхне-
лескенской наложенной впадины — до 70—80 м. Соответствующие циф-
ры для р. Лескена составляют 150 м (в зоне антиклинали) до 20—25 л/
(на северо-востоке) и 45 м (на юго-западе). Менее резкие деформации
отмечаются также в средне- и верхчеплейстоценовых террасах этих рек.
Аргуданская антиклиналь возникла, как и надразломные складки Че-
гем-Черекского междуречья, на восточном продолжении Тырныауз-
Пшекинской шовной зоны. Еще более восточным звеном в этой систе-
ме молодых надразломных складок является кулисно подставляющая ее
Сунженская антиклиналь.
К югу от Аргуданской антиклинали в четвертичное время возникла
и развивалась небольшая тектоническая депрессия, наложенная на бо-
лее древнюю (неогеновую) моноклинальную структуру. В отличие от
Аргуданской антиклинали эта Верхнелескенская наложенная впадина
выявляется исключительно методами геоморфологического анализа. Она
находится на продолжении к западу осевой зоны Осетинской впадины,
там, где последняя центриклинально замыкается и обрамляется палео-
геновыми и меловыми отложениями северо-восточного крыла Большого
Кавказа. Образование ее, однако, не связано с простым расширением
к западу Осетинской впадины в антропогене, так как между ними, одно-
временно с погружением Верхнелескенской впадины, стало развиваться
наложенное на западную центриклинальную часть плиоценовой Осетин-
ской впадины Чикольское поперечное поднятие, примерно совпадающее
с отрезком долины р. Уруха от ее выхода из гор (сел. Ахсарисар) до
Аргуданской антиклинали. Оно выражается в аномально больших для
равнинных отрезков долин относительных высотах всех террас, вплоть
148
до поздне-верхнеплейстоценовых, и очень небольшой, составляющей
лишь несколько метров мощности покрывающего их аллювия. Так, ниж-
неплейстоценовая терраса имеет в зоне Чикольского поперечного под-
нятия в районе селений Хазнпдон и Чикола высоту в ПО—130 м, сред-
неплейстоценовая — 65 м, а верхнеплейстоценовые — 27—50 м. К восто-
ку же от него в сторону центральной части Осетинской впадины,
продолжавшей опускаться в антропогене, относительная высота нижне-
плейстоценовой террасы на расстоянии 10—12 км уменьшается до 25 м
(при снижении абсолютной высоты на 200—220 м), а затем она погру-
жается под уровень верхнеплейстоценовой аккумулятивной равнины,
возвышающейся над руслом рек в центральной части Осетинской впа-
дины всего на 1—2 м. К западу от новообразованного Чикольского
поднятия, в пределах Верхнелескенской впадины, в среднем течении рек
Кудахурта, Псыгансу и верховья рек Лескена и Даргома наблюдается
локальное погружение уровней всех террас (особенно сильное у террас
Qi и Q2), увеличение мощности аллювия террас Q] и Q2 до нескольких
десятков метров, уменьшение грубости обломочного материала, появ-
ление в аллювии глинистых прослоев и даже переход аллювия в мощ-
ную толщу типично озерных отложений (р. Кудахурт), накопившихся
в расширенном участке долины в условиях тектонической подпруды.
Куэстовый рельеф, выработанный здесь в плиоцене в породах верхнего
мела, в результате четвертичного погружения был как бы «полузатоп-
лен» в «море» аллювиальных и озерных накоплений. Участок водораз-
дела между реками Псыгансу и Лескеном был погребен под нижне-
четвертичными галечниками р. Псыгансу, слагающими общую для обеих
рек террасу. В период максимального погружения Верхнелескенской
впадины р. Псыгансу бифуркировала, и ее правый приток сливался
с р. Лескеном. В среднем и особенно в верхнем плейстоцене юго-запад-
ная часть Верхнелескенской наложенной впадины стала вновь втяги-
ваться в поднятие. Выполняющие ее озерные и аллювиальные отложения
террас Qi и Q2 приобрели на юго-западном крыле впадины заметный
наклон к северо-востоку и были прорезаны верхнечетвертичными водо-
токами.
На самом восточном участке северного крыла поднятия Централь-
ного Кавказа расположен выдающийся к северо-востоку, в сторону
Осетинской впадины Скуммидонский структурный «нос», видимо, при-
уроченный к пересечению продольных и поперечных разломов в фун-
даменте. Признаки индивидуализации этой структуры ощущаются, по
данным М. С. Швецова, 1928), еще в меловое и палеогеновое время.
По наблюдениям И. В. Короновского, на северном субширотном крыле
«носа» и на его периклинали отложения верхнего плиоцена местами
стоят на головах, разбиты сбросами и приведены в тектонический кон-
такт с отвесно же залегающими среднемиоценовыми слоями. Круто
залегают третичные отложения и на восточном меридиональном крыле
Скуммидонского выступа. По данным И. М. Крнсюк, оно осложнено
несколькими сближенными разломами северо-северо-восточного про-
стирания, амплитудой (в породах мальма и мела) 50—100 м. Еще
один субмеридиональный разлом с опущенным на 100—150 м восточ-
ным крылом отмечен несколько восточнее, на р. Црау-Дон. Обращает
на себя внимание, что непосредственно к северу от Скуммидонского
выступа в Осетинской впадине проходит отчетливая граница между
ее погружающейся до современности центральной частью и втянутой
в антропогене в воздымание западной частью. Далее к северу, также
строго к северу от Скуммидонского «носа» проходит меридиональная
ось Кабардинской впадины, а еще севернее — перегиб между западным
и северным участками платформенного крыла Тереке-Кумской впадины.
Южнее Скуммидонского «носа» происходит резкое погружение к восто-
ку на несколько километров кристаллического ядра Центрального
149
Кавказа. Все это дает основание предполагать приуроченность Скумми-
донского выступа к крупной и долгоживущей зоне поперечных наруше-
ний, пересекающей ряд продольных тектонических элементов Северного
Кавказа и Предкавказья.
Южное крыло. Западной границей южного крыла поднятия Цен-
трального Кавказа служит южное звено Пшехско-Адлерской зоны по-
перечного глубинного разлома. Оно выражено в резком погружении
к западу, в сторону Сочи-Адлерской впадины структур мела и палеогена
несколько восточнее низовьев р. Мзымты, в значительном понижении
высот рельефа на этом же поперечном рубеже и приуроченных к нему
очагах многочисленных землетрясений. Восточная граница этого крыла
отчетливо выражена в ее южной части в виде Цхинвальской флексуры,
а севернее — между Джавой и Зарамагом проводится более условно
по некоторому погружению изобаз новейших поднятий в восточном
направлении. В пределах южного крыла Центрального Кавказа выде-
ляются четыре основных неотектонических элемента — Абхазско-Сва-
нетская ступень, Гудаутская ступень, Рача-Лечхумо-Осетинский прогиб
и Окрибо-Сачхерское поднятие.
Абхазско-Сванетская ступень, занимающая большую
часть южного крыла, как элемент новейшей структуры объединяет
Абхазско-Рачинскую зону и складчатую зону южного склона Централь-
ного Кавказа (включая Сванетское поднятие и западный участок Чиа-
урского синклинория). К неогену эти тектонические зоны со сложной
внутренней складчатой структурой спаялись в единую относительно
«жесткую» зону, испытавшую в неотектонической стадии воздымание
с амплитудой до +2,5+3 км в ее западной части и до 3,5 км, а может
быть и 4 км (?) в восточной. В пользу допущения столь значительной
величины новейшего поднятия этой высокогорной зоны говорят особен-
ности орографии (высоты от 2,7—3,15 км в ее западной и до 3,5—4 км
в восточной половине), наличие поднятых на 2,5—3 км и выше хорошо
сохранившихся реликтов денудационных поверхностей (например, к се-
веру и востоку от г. Гагры), очень глубокий эрозионный врез главных
долин, достигающий 1,5—2,5 км и т. д. В целом Абхазско-Сванетская
зона развивалась как очень слабо наклоненная к югу промежуточная
ступень между значительно более приподнятой срединной кристалличе-
ской зоной Центрального Кавказа и относительно опущенными более
южными зонами. Наибольшее новейшее поднятие (до +3 +4 км) испы-
тал ее восточный — Сванетский участок, несколько меньшее (около
+ 3,5 км) —средний участок и наименьшее (порядка +2,5 км)—за-
падный участок, расположенный к западу от меридиана Псху — Ахали-
Афони. Тенденция к относительному опусканию последнего участка
унаследована еще с конца средней юры.
На отдельных участках Абхазско-Сванетской зоны, к которым,
в частности, приурочены верхние продольные отрезки долин рек Мзым-
ты, Бзипи (котловина Псху), Кодори и его притоков, можно предпола-
гать наличие некоторых относительных новейших понижений, а на дру-
гих (например, в зоне антиклинория Ахцу и др.) —локальных унасле-
дованных поднятий. В частности, котловина Псху, дренируемая одним
из истоков Бзипи — р. Бавю,— характеризуется рядом признаков новей-
шего относительного погружения: расширением поймы, надпой-
менных террас и значительным снижением их относительных
высот, ненормально большой мощностью современного и древнего
аллювия и т. д. Аналогичные локальные погружения, хотя и менее
резко выраженные, отмечаются в низовьях р. Лашипсе, в долине
р. Беги и др. (Когошвили, 1963). В пределах наиболее приподнятого
в новейшее время Сванетского участка — намечаются три узких линей-
но вытянутых локальных частных поднятия и разделяющие их отно-
сительные продольные прогибы. Амплитуды этих новейших структур
150
(относительные) — видимо, порядка 0,5—1 км. Два из поднятий — Верх-
не- и Нижнесванетское, новейшее воздымание которых достигает соот-
ветственно +4 и +3,5 км, явно унаследованы от одноименных альпий-
ских горст-антиклинальных структур, сложенных палеозоем и триасом.
Основываясь на резких различиях в абсолютной высоте верхней грани-
цы распространения темнохвойных лесов в разных районах Западной
Грузии, Л. И. Маруашвили считает, что первая из этих положительных
структур (Сванетский хребет) поднялась начиная с миндель—рис-
са примерно на 400 м выше, а вторая (Лечхумский хребет) — на 200 м
выше, чем зона предгорий. Третье поднятие, которое намечается север-
нее и северо-восточнее г. Они в пределах Чиаурского флишевого син-
клинория, представляет новообразование, не связанное со складчатой
структурой слагающих его флишевых отложений нижнего мела (?).
Из молодых относительных прогибов, предполагаемых в этой части
южного крыла, наиболее ясно намечается Верхнеингурский унаследо-
ванный прогиб, выраженный в виде обширной межгорной котловины
в верховьях р. Ингури близ сел. Местия.
В самой восточной части Абхазско-Сванетской зоны, где послед-
няя переходит по простиранию в южное крыло поднятия Восточного
Кавказа, в верховьях правых притоков р. Риони — рек Чанчахи и Джо-
джоры — имеются два небольших центра экструзивных извержений ран-
не-верхнеплейстоценового возраста; мы рассматриваем их как самые
западные вулканические аппараты Казбекской вулканической области.
Основная доля от суммарной амплитуды поднятия в Абхазско-
Сванетской зоне падает на конец миоцена и плиоцен. О воздыманиях
четвертичного времени в самой северной части рассматриваемой зоны
можно приблизительно судить по относительным высотам реликтов днищ
трогов миндельского (300—350 м) и рисского (150—220 м) оледенений
в верховьях р. Кодори и его притоков, приводимым Д. В. Церетели
(1961). Таким образом, поднятие с конца нижнего плейстоцена здесь
составляло, вероятно, не мемее 400—500 м, а со среднего плейстоцена —
не менее 200—300 м.
Для суждения об амплитуде четвертичных поднятий в южной части
самого восточного участка Абхазско-Сванетской ступени большое зна-
чение имеют данные археологических исследований В. П. Любина
(1959 и др.) в пещере Кударо в среднем течении р. Джоджоры. В этой
карстовой пещере, расположенной на относительной высоте около 250 м
над руслом реки, в основании разреза культурных напластований обна-
ружены остатки среднеашельской культуры, датируемой концом ран-
него плейстоцена. Таким образом, амплитуда последующего (т. е. с кон-
ца нижнего плейстоцена) врезания р. Джоджоры составила здесь, во
всяком случае, не более 250 м, т. е. была значительно меньше, чем
в северной части зоны; следовательно, последующий подъем не мог
превышать 300—350 м. Верхний предел возможной амплитуды вреза-
ния р. Мзымты в ущелье Ахцу в самой западной части зоны, судя по
наличию в Ахштырской пещере со входом на относительной высоте
120 м мустьерских остатков,— не мог превышать с рисс-вюрмского
(карангатского) времени, т. е. с начала верхнего плейстоцена 120 м,
а подъем — 150—180 м.
Средний участок Абхазско-Сванетской ступени ограничен с юга
крупнейшей Ткварчельской региональной флексурой, представляющей
западное звено Кахетино-Лечхумской шовной зоны. Сочленение подня-
тия Центрального Кавказа с расположенными южнее Черноморской
и Рионской впадинами между реками Техури и Кодори происходит не-
посредственно по этой флексуре, а западнее р. Кодори, где эта флек-
сура расщепляется на две,— через промежуточную Гудаутскую
ступень, испытавшую в плиоцене складчатость и втянутую затем
в поднятие южного склона Большого Кавказа. Эта ступень представ-
151
ляет особую геоморфологическую зону с низко- и среднегорным релье-
фом, четко обособленную от Абхазско-Сванетской высокогорной зоны,
прилегающей с севера, и от расположенной южнее впадины. В струк-
турном отношении она представляет зону развития меловых, палеоге-
новых и миоценовых отложений, залегающих без существенных пере-
рывов и образующих единую систему простых линейных и брахиморф-
ных складок, частично осложненных крутыми продольными взбросами
с надвиганием масс к северу. В начале неотектонической стадии Гуда-
утская ступень еще испытывала слабые опускания, которые дольше
всего (до конца плиоцена) продолжались в ее западной части, а затем
была вовлечена в поднятие. Формирование складок началось в мио-
цене, так как сармат на крыльях антиклиналей трансгрессивно залегает
на разных горизонтах более древних третичных отложений, но продол-
жалось в течение всего плиоцена, поскольку отложения мэотиса и плио-
цена, в свою очередь разделенные поверхностями перерывов и несогла-
сий, также участвуют в складчатости и выполняют обширную Гудаут-
скую брахисинклиналь, открывающуюся в Черноморскую впадину.
Формирование складчатых структур, по-видимому, в основном завер-
шилось к началу плейстоцена, так как четвертичные морские террасы,
согласно П. В. Федорову (1963), складчатостью не затронуты. Однако
Л. И. Маруашвили (1955) описывает в низовье р. Амтхела (правого
притока р. Кодори) признаки унаследованного развития Амтхельской
антиклинали, сложенной породами мела, в четвертичное время. Они
выражаются в глубоком врезе антецедентного ущелья, пропиленного
рекой в своде антиклинали, и в резких деформациях четвертичных тер-
рас р. Амтхела в зоне этой антиклинали и на вышележащем синкли-
нальном участке.
Суммарная амплитуда новейших поднятий в Гудаутской зоне со-
ставляет от 0 в глубоких синклинальных структурах до +2 км в сво-
дах крупных антиклиналей, сложенных породами мела. Такой масштаб
поднятия определяется с учетом современного рельефа и мощности сре-
занного денудацией комплекса третичных, а местами и верхнемеловых
отложений. Амплитуда поднятий с конца плиоцена в прилегающей
к Черному морю краевой части Гудаутской ступени определяется по
остаткам предположительно верхнеплиоценовых абразионных морских
террас, обнаруженных в ряде мест на абсолютных высотах 150—200—
250 м. Эти террасы заметно повышаются к северо-востоку; к сожале-
нию, возраст их палеонтологически не датирован. Поднятия, имевшие
место с конца нижнего плейстоцена, судя по высоте многочисленных
реликтов террасы, относимой П. В. Федоровым (1963) к чаудинскому
веку, определяются цифрой порядка 100 м. Чаудинский возраст ее,
однако, также нигде на этом участке достоверно не доказан и припи-
сывается ей по соотношениям с более молодыми террасами и на осно-
вании одновысотности подобных абразионных террас с заведомо чау-
динскими террасами районов Гурии и Туапсе. Четвертичные морские
террасы увязываются с речными цокольными террасами крупных рек
(Кодори и др.), несущими маломощный аллювиальный покров, высоты
которых быстро повышаются в сторону гор. Так, относительные высоты
III террасы р. Кодори, сопоставляемой с 25-метровой карангатской
морской (Qg) террасой (Федоров, 1963), повышаются в северной части
Гудаутской ступени, у устья р. Амтхела до 70—80 м, IV террасы,парал-
лелизуемой с 40-метровой эвксино-узунларской террасой (Q!2)~ до
145—150 м. VI терраса, увязывающаяся со 100-метровой чаудинской (?)
террасой (Qi), уже у выхода р. Кодори из гор возвышается над рекой
и на 130—160 м (около 200 м над уровнем моря), а у устья р. Амтхела,
по данным Е. М. Беликовской, А. В. Кожевникова и В. И. Фомина
(1960), поднимается над р. Кодори даже на 300 м. Еще выше (до 500 л
над рекой) по тем же данным поднимается здесь верхнеплиоценовая
152
терраса, которой, возможно, соответствует 180-метровая терраса ни-
зовьев Кодори и 150—180-метровая террасовая поверхность Черно-
морского побережья. Эти данные показывают, что Гудаутская зона под-
нималась в плейстоцене как наклонная ступень, причем амплитуда воз-
дымания у ее южного края, начиная с конца нижнего плейстоцена,
составила около 100 м, а у северного — более 300 м.
В продольном направлении Гудаутская зона отчетливо распадается
на три поперечных участка: восточный — умеренно приподнятый, сред-
ний (между меридианами — Сухуми и Ахали-Афони) — наиболее при-
поднятый и западный — относительно опущенный. Тенденция к подъему
на среднем участке унаследована еще с конца мезозоя, судя по выпа-
дению в его пределах верхов нижнего и всего верхнего мела. Средний
участок отделяется от западного (Гудаутского) участка крутой Ахали-
Афонской поперечной флексурой, которая продолжается и в более
северной Абхазской зоне южного крыла Центрального Кавказа и, не-
сомненно, контролируется глубинным разломом фундамента; последний
проявлял себя в этих зонах, по крайней мере, с верхнеюрского времени
как крупная поперечная ступень между опущенным западным и относи-
тельно приподнятым восточным блоком.
Гудаутская ступень ограничена с юга, со стороны Рионского меж-
горного прогиба и Черноморской впадины Сухумской флексурой с ам-
плитудой вертикального перемещения за новейшую стадию порядка
2 км и более. Столь же отчетливая близкая по амплитуде Гагрская
флексура обрамляет эту ступень с севера. Несомненно, что обе флек-
суры контролируются разломами в фундаменте. В западной части
Гагрская флексура становится особенно крутой, а затем даже запро-
кинутой и переходит в разрыв типа взброса с падением сместителя к се-
веру. Глубокая скважина, заложенная в районе г. Гагры на северном
борту этого нарушения в крутостоящих мезозойских отложениях, на
глубине около 2,5 км пересекла сильно перетертые майкопские отло-
жения зоны разлома, а затем вошла в менее нарушенные палеогеновые
отложения его южного крыла. Здесь амплитуда разрыва, по-видимому,
превышает 3 км. К востоку от р. Кодори Гагрская и Сухумская флек-
суры сливаются в единую Ткварчельскую флексуру с амплитудой по-
рядка 3—4 км. Она очень крута, местами почти отвесна и сопровож-
дается на поверхности в западной своей части — в междуречье Кодори
и Ингури — продольными разрывами. В рельефе флексура выражена
крутым уступом высотой 1—1,5 км, отделяющим горную область от
Рионской котловины. На восток Ткварчельская флексура прослеживает-
ся до р. Техури; далее граница сооружения Большого Кавказа с Рион-
ской впадиной резко отклоняется к юго-востоку, а южное крыло
его значительно расширяется за счет причленения к сооружению Боль-
шого Кавказа Окрибо-Сачхерского поднятия, отделенного от Абхазско-
Сванетской ступени Рача-Лечхумским прогибом.
Рача-Лечхумский прогиб представляет собой узкий
(5—10 км) субширотно вытянутый синклинорий, выполненный почти
непрерывной серией отложений от нижнего мела до среднего сармата
мощностью около 2—3 км в фациях, свойственных Грузинской глыбе,
в том числе и нижними молассами олигоцена — миоцена мощностью до
1 км. Как и Ткварчельская флексура, лежащая на его западном про-
должении, Рача-Лечхумский прогиб приурочен к Кахетино-Лечхумской
шовной зоне и контролируется пучком продольных разломов в фунда-
менте, которые на северном борту прогиба местами достигают поверх-
ности. Развитие этого приразломного прогиба как самостоятельного
тектонического элемента, судя по изменчивости фаций некоторых гори-
зонтов и наличию локальных перерывов и несогласий, происходило одно-
временно с седиментацией, по крайней мере, начиная с юры. Но основ-
ная фаза формирования его внутренней структуры падает на конец
153
миоцена и плиоцен, ибо все отложения вплоть до сармата слагают одни
и те же складчатые формы. К этой фазе было приурочено излияние
миоплиоценовых базальтов в средней части южного борта прогиба и,
по-видимому, примерно одновременное внедрение гипабиссальных
тешенитов, обнаруженных на обоих его крыльях. Строение Рача-Леч-
хумского прогиба, намеченное в работах Б. Ф. Мефферта и А. И. Джа-
нелидзе, было существенно уточнено Е. К. Бахания (1949) и И. П. Гамк-
релидзе (1963). В первом приближении структура Рача-Лечхумского
Рис. 24. Геологические профили средней части Кахетиио-Лечхумской шовной зоны.
По Е. К. Бахания, 1949
I — через восточную часть Рача-Лечхумского прогиба; II—через западную; III — через восточную
часть Рача-Осетинской грабен-синклинали
прогиба близка к асимметричной коробчатой синклинали с более поло-
гим южным и крутым, часто запрокинутым и местами несколько на-
двинутым на юг северным крылом (рис. 24). Эта простая структура
осложнена рядом более мелких складок. План их расположения на
разных крыльях прогиба резко отличается, чем еще раз доказывается
приуроченность Рача-Лечхумского прогиба к стыку двух разных тек-
тонических зон. В пределах более широкого южного крыла имеется
ряд широких кулисообразно расположенных брахискладок; они имеют
северо-восточное — юго-западное простирание, характерное для струк-
тур прилегающей с юга Окрибо-Сачхерской зоны, с которой южное
крыло Рача-Лечхумского прогиба связано постепенным переходом.
Совершенно иначе построено узкое северное крыло синклинория,
строение которого было детально изучено И. П. Гамкрелидзе (1963).
Северный борт прогиба сложен здесь круто залегающей, а иногда даже
опрокинутой в сторону прогиба вулканогенной толщей байоса. Кое-где
(например, близ западной центриклинали прогиба) байос надвинут по
взбросам на толщи, выполняющие прогиб. В трансгрессивно с большим
или меньшим несогласием перекрывающем ее комплексе верхнеюрских
(местами), меловых, палеогеновых и миоценовых отложений наблюдает-
ся еще большее запрокидывание слоев, как правило, нарастающее
вверх по разрезу, а на некоторых участках — осложнение общей струк-
туры рядом мелких вторичных дисгармоничных продольных запроки-
нутых к югу складок в меловых и третичных породах, явлениями вто-
ричного раздува отдельных пачек в замках антиклиналей, межпласто-
выми срывами между отдельными пачками и т. д. (рис. 25). Весь этот
154
комплекс явлений как будто может трактоваться как свидетельство
того, что формирование складчатой структуры описываемого крыла
происходило в условиях резкого дифференциального подъема его
а.
у v|/	I+t+U
[7 1 1^7 |шшпш^<7 ] 11 || 11| /-/ z|/g ЙН1—rrl/z
EBEEP5 |W|^ \s—|...............j»
Рис. 25. Детали структуры северного борта Рача-Лечхумского прогиба:
а — разрез по правому берегу р. Ладжанури; б— разрез у сел. Лайлаши;
в — разрез по левому склону ущелья р. Аскис-Цкали. По И. П. Гамкрелидзе,
1963
/ — порфиритовая свита байоса; 2 — пестроцветная свита кимерндж — титона
(глины с прослоями гипса и известняков); 3 — грубослоистые доломитизиро-
ванные известняки нижнего неокома; 4— известняки баррема; 5—мергелистые
известняки апта; 6 — мергели и глины альб-сеномана; 7 — известняки верхнего
мела; 8 — известняки палеоцена; 9 — известняки среднего эоцена; 10 — известня-
ки и мергели верхнего эоцена; 11—известняки палеогена; 12—майкопская
свита; 13—песчаники чокрака; 14— песчаники карагана и конки; 15— песча-
ники и глины миоцена; 16 — наносы; 17 — краевой надвиг; 18— поверхность
оползня
северного борта, вероятно, вдоль продольного тектонического шва
в фундаменте, скрытого под северным крылом прогиба. Действительно,
несмотря на то, что в последующее время (с конца плиоцена) Рача-
Лечхумский прогиб был пассивно вовлечен в общее поднятие южного
крыла Большого Кавказа суммарной амплитудой в +1 + 1,5 км, он
155
остается опущенным относительно своего северного борта (поднятого
с конца миоцена на +3+3,5 км) примерно на 2 км, а относительно
южного борта — всего на 1 км. Такой резко контрастный характер дви-
жений вдоль Кахетино-Лечхумского шва, т. е. в зоне северного крыла
прогиба, мог привести к некоторому гравитационному «расползанию»
поднимающегося блока (Абхазско-Сванетской ступени) в сторону Рача-
Лечхумского прогиба и дополнительным гравитационным осложнениям,
скучиванию и смятию, соскальзыванию и оползанию слоев в меловых
и третичных отложениях его «задранного» северного крыла. В пользу
этого как будто свидетельствует наличие на одном из участков север-
ного крыла, в районе сел. Лайлаши большого блока из сползших с се-
вера перевернутых нижнемеловых известняков, лежащих на ядре син-
клинали, сложенной миоценовыми отложениями. И. П. Гамкрелидзе
(1963) предложил для объяснения генезиса структуры северного крыла
прогиба иной механизм — механизм «краевой складчатости». Он счи-
тает, что миоплиоценовое складкообразование происходило вследствие
тангенциального сжатия слоев, выполняющих прогиб, в условиях, когда
северный борт его был уже сильно приподнят и денудирован, вследствие
чего в «незакрепленных», т. е. обрывающихся вследствие эрозии в се-
верном направлении, третичных и меловых отложениях северного крыла
могло в широком масштабе происходить межпластовое проскальзывание
и нагнетание вещества вверх по восстанию слоев, возрастающее вверх
по разрезу и на наиболее сжатых участках прогиба. Процессу образова-
ния краевой постэрозионной складчатости способствует наличие пластич-
ных прослоев («смазки») в основании надвинутых толщ и внутри их раз-
реза. И. П. Гамкрелидзе отмечает, что характер краевых складок зави-
сит от крутизны поверхности надвигания. При крутом падении про-
скальзывание и выжимание более пластичных свит вызывает опроки-
дывание верхней части слоев в виде бескорневой краевой антиклинали
к осевой части прогиба (т. е. в сторону наименьшего сопротивления).
Если же слои скользят по более пологой поверхности, то во фронталь-
ной их части образуются краевые складки типа складок волочения.
Представления И. П. Гамкрелидзе о механизме краевой постэрозион-
ной складчатости, ранее выдвигавшиеся А. И. Джанелидзе в отношении
Окрибы и Рачи, представляют большой интерес и, вероятно, могут быть
приложены и к объяснению генезиса некоторых других новейших
складчатых структур Кавказа. Мне представляется, однако, что не сле-
дует резко противопоставлять этот механизм механизму образования
складок в результате гравитационного сползания материала на гра-
нице разнонаправленно движущихся блоков. Возможно, что оба эти
механизма, связанные с горизонтальным сжатием и глыбовыми верти-
кальными движениями, тесно сочетаются друг с другом.
Формирование складчатой структуры Рача-Лечхумского прогиба
в основном завершилось в плиоцене, и он стал пассивно вовлекаться
в общее поднятие, достигшее, судя по отметкам залегания сармата в
пределах прогиба, +1 + 1,5 км. По-видимому, еще в начале плиоцена
в осевой зоне прогиба, испытывавшей относительное погружение, была
заложена продольная речная долина — пра-Риони. Обнаруженная
нами россыпь древнейшей аллювиальной гальки на южном склоне
долины на поверхности миоплиоценового Наманевского базальтового
плато (на абсолютной высоте около 1,2 км) свидетельствует о после-
дующем эрозионном врезе глубиной 700 м и, следовательно, о подня-
тии порядка 1000 м. Фрагменты более низкой террасы пра-Риони отно-
сительной высотой 300—350 м отмечены на отметках 850—890 м
Д. В. Церетели (1959). В аллювии этой Шромской террасы (также,
несомненно плиоценовой), целиком сложенном местными породами
мезо-кайнозоя, полностью отсутствуют граниты и другие кристалличе-
ские породы палеозоя Главного хребта, характерные для более низких
156
террас Риони, развитых в Рача-Лечхумском прогибе (4—6 м, 15—20 м,
100—120 м и 200—250 м). Д. В. Церетели объясняет эту особенность
состава плиоценового аллювия тем, что палеозойское основание осевой
зоны Кавказа, точнее ее восточного участка (Осетинского или Адайхох-
ского поднятия), еще не было вскрыто эрозией.- Но подобные условия
существовали на Центральном Кавказе лишь в миоплиоцене, тогда как
Шромская терраса относится, видимо, к среднему или позднему плио-
цену. Скорее можно допустить, что р. пра-Риони брала начало в это
время не на южном склоне Главного хребта, как теперь, а южнее,
в области развития мезозойских отложений, а южный склон Главного
хребта в пределах Рача-Лечхумского прогиба дренировала какая-то
другая река, возможно, направлявшаяся не на юго-запад, а на юго-
восток, в Карталинскую впадину, которая впоследствии была обезглав-
лена и перехвачена в верховьях в результате регрессивной эрозии
р. Риони.
Как в плиоцене, так и в антропогене Рача-Лечхумский прогиб про-
должал отставать в темпе воздымания от смежных с ним более интен-
сивно растущих зон. Приводимые Л. И. Маруашвили данные о поведе-
нии террас р. Цхенис-Цхали, пересекающей западную часть Рача-Леч-
хумского прогиба, свидетельствуют об его относительном погружении
в четвертичное время. В его осевой части — в так называемой Цагер-
ской котловине, река широко разливается, образуя ряд протоков, до-
лина резко расширяется, и прекрасно выражены широкая пойма и серия
цокольных террас, особенно террасы относительной высотой 3—5 м,
70—75 м и 140—150 м (последнюю террасу этот исследователь пред-
положительно относит к верхнему плиоцену). Мощность аллювия,
вскрытого бурением ниже русла в переуглубленном днище долины,
местами превышает 45 м (Астахов, 1958). Выше по течению реки,
на северном борту прогиба в так называемой Мурской теснине все тер-
расы сильно поднимаются и приобретают эрозионный характер. Здесь
выделяются, в частности, террасы высотой 185, 250 и 430 м, причем
430-метровая терраса соответствует, по Л. И. Маруашвили, 140—
150-метровой террасе осевой зоны прогиба. Аналогичное глубокое вре-
зание реки происходит и к югу от Цагерской котловины, в Ларчвальской
теснине. Таким образом, амплитуда дифференциальных вертикальных
перемещений западной части Рача-Лечхумского прогиба и его северного
обрамления с конца плиоцена (?) составила около 300 м. Вдоль про-
гиба в антропогене развивались отдельные хорошо геоморфологически
выраженные унаследованные и частью наложенные локальные подня-
тия и депрессии. Так, например, подъем Лабечанского хребта вызвал
образование антецедентного ущелья в устьевой части р. Ладжанури —
правого притока р. Риони; к югу и востоку от этого поднятия в долине
Риони формировались локальные котловины (в районах Зеда-Гвардиа,
Амбролаури и пр.). Тектоническое (?) подпруживание участка долины
выше сел. Сори в раннем или среднем плейстоцене привело к накопле-
нию аллювиальной толщи огромной мощности (300—350 ти), еще не пол-
ностью прорезанной при последующей эрозии р. Риони (Гамрелид-
зе, 1965).
В восточном направлении Рача-Лечхумский прогиб постепенно
сужается вследствие постепенного воздымания его южного крыла,
тектонически связанного с Окрибо-Сачхерской зоной, и к востоку от
меридиана г. Они превращается в очень узкую (2—5 км) Рача-Осе-
тинскую грабен-синклиналь, описанную Е. К. Вахания
(1949). Эта структура является продолжением северного крыла Рача-
Лечхумского синклинория и всецело контролируется разломами Кахе-
тино-Лечхумской шовной зоны. Грабен-синклиналь протягивается почти
на 50 км до Дзау (Джавы) на востоке, где она «вливается» в Карта-
линскую межгорную впадину. Формирование ее началось значительно
157
позднее, чем Рача-Лечхумского прогиба, и она представляет типично-
наложенную структуру, которая была заложена лишь в олигоцене и уже
в плиоцене закончила свое развитие. Борта и днища ее сложены поро-
дами вулканогенной толщи байоса и отчасти лейаса, а опущенная часть
выполнена нижними молассами олигоцена и миоцена (до сармата вклю-
чительно); они слагают несколько скошенную к югу синклинальную
складку, срезанную по южному борту очень крутым, почти отвесным
взбросом, а по северному — крутым надвигом юры. В отличие от
Рача-Лечхумского прогиба, Рача-Осетинская грабен-синклиналь, за
исключением своего восточного окончания, по-видимому, полностью
«отмерла» еще в неогене и была пассивно втянута в воздымание по-
рядка 1,5 км. Эта грабен-синклиналь не была использована современ-
ной гидросетью и в ряде мест пересекается ею.
К югу от Рача-Лечхумо-Осетинской депрессионной зоны находит-
ся самый южный элемент сводово-глыбового сооружения Центрального
Кавказа — Окрибо-Сачхерское поднятие. Подобно Лабино-
Малкинской моноклинали, эта зона не испытала в альпийском цикле
типично геосинклинального развития, а представляет скорее краевой
участок Закавказского срединного массива (Грузинской глыбы), вовле-
ченный в неотектонической стадии в воздымание совместно с Большим
Кавказом. Амплитуда его с конца сармата достигает и даже превы-
шает в западной части этой зоны +2 км, а в восточной 4-1,5 км. Такие
величины устанавливаются как путем анализа орографии, так и по
наличию реликтов древних, по Н. Е. Астахову (1958) —откопанных
после среднего миоцена выровненных поверхностей на высотах до 1,4—
1,6 км. В новейшей структуре — это широкий вал с относительно более
крутым северным и более пологим южным крылом, переходящим в ту
часть срединного массива, которая испытала более слабое новейшее
воздымание (04-1,5 км) и несколько условно не включена нами в пре-
делы сооружения Большого Кавказа (Дзирульский выступ). Северное
крыло поднятия осложнено несколькими очень пологими антиклиналь-
ными и синклинальными складками северо-восточного простирания,
шарниры которых погружаются к оси Рача-Лечхумского прогиба. К наи-
более крупной из таких синклиналей приурочена котловина верховьев
р. Шаора. Для ряда бортовых участков Окрибо-Сачхерского поднятия
характерны проявления базальтового магматизма в виде небольших
излияний и внедрения субвулканических тел (силлов, даек), имевшие
место в миоплиоцене. Они приурочены к его северному (Наманеви),
южному (Чиатура и др.) и восточному борту (район Цхинвали), где
поднятие посредством Цхинвальского глубинного разлома северо-восточ-
ного простирания сочленяется с глубокоопущенной частью срединного
массива — Верхнекуринской или Карталинской впадиной. В неогеновом
чехле Цхинвальский разлом выражен пологой флексурой, в зоне кото-
рой и размещены эффузивы и мелкие гипабиссальные тела миоплиоце-
новых базальтов. К северо-восточному продолжению Цхинвальского
глубинного разлома приурочено большинство вулканических центров
Казбекской области.
Западная часть Окрибо-Сахчерского поднятия пересекается глубо-
кими антецедентными долинами Риони и Цхенис-Цхали, заложение
которых, несомненно, относится к плиоцену. Врезание долин происхо-
дило в процессе последовательного роста поднятия, вызывавшего тек-
тоническое подпруживание расположенных выше участков долины Цхе-
нис-Цхали и в меньшей степени р. Риони. Южная граница
Окрибо-Сачхерского поднятия с Дзирульским выступом палеозоя и
расположенной на его теле Чиатурской впадиной в ряде мест осложнена
разломами, подновленными в плиоценовое, а кое-где и в четвертичное
время. Особенно яркий пример такого оживления разлома был описан
А. И. Джанелидзе (1940) для долины р. Ткибулис-Цхали. Первона-
158
чально река текла к югу и впадала в р. Квирила, а затем была пере-
горожена омоложенным взбросом верхнемеловых известняков, образо-
вавших 80—100-метровую гряду, на поверхности которой сохранилась
ныне высоко поднятая висячая антецедентная ложбина (перевал Цхал-
дасави). Сток временно почти полностью прекратился, и к северу от
разлома образовалась подпрудная аккумулятивная котловина. В даль-
нейшем сток возобновился через карстовые полости (поноры) в извест-
няковой гряде, и река на 20 м углубилась в свои аллювиальные накоп-
ления.
Восточный Кавказ
Восточно-Кавказский сегмент сооружения Большого Кавказа от-
вечает участку альпийской геосинклинали, в пределах осевой зоны
которого наиболее резко проявилась инверсия геотектонического ре-
жима в конце раннеальпийской (киммерийской) стадии, тогда как
краевые зоны геосинклинали продолжали развиваться как прогибы
вплоть до палеогена (южная флишевая зона) или даже до неогена
(северная известняковая зона). Палеозойский фундамент на Восточном
Кавказе в общем залегает гораздо глубже, чем на Центральном; здесь
очень мощно развиты юрские и меловые, интенсивно складчатые гео-
синклинальные формации альпийского этажа. По своей ширине (до
100—150 км) Восточный сегмент заметно уступает Центральному
(до 150—200 км), где новейшим поднятием была охвачена не только
вся полоса раннеальпийской (юрской) геосинклинали, но и смежные
участки Скифской плиты (Лабино-Малкинская зона) и Грузинского
срединного массива (Окрибо-Сачхерская зона). Напротив, в пределах
Восточного сегмента в новейшее воздымание вовлечена не вся полоса
раннеальпийской геосинклинали Большого Кавказа; западный участок
ее северного крыла сохранил в новейшей стадии тенденции к опусканию
и вошел в состав юго-западной части Терского краевого прогиба (к югу
от Сунженского поднятия), а на значительном участке южной краевой
зоны геосинклинали, втянутой в начале орогенного этапа в поднятие
южного крыла мегантиклинория, в конце неогена вновь проявились тен-
денции к погружению (Алазанская наложенная впадина). По макси-
мальной амплитуде новейшего воздымания (до + 4 + 4,5 кл1) Восточный
Кавказ мало уступает Центральному (до +4,5+5 км), а по средней
амплитуде (свыше +3 км против +2,5 км)—даже превосходит его.
Граница Восточного Кавказа с Центральным четко выражена в струк-
туре кровли палеозоя, испытывающей в бассейне р. Ардона резкое
погружение к востоку, а в новейшей структуре проявляется менее резко.
К востоку от долины Ардона происходит сильное сужение контуров
сводово-глыбового сооружения, особенно его северного крыла и несколь-
ко понижается его осевая зона. Однако самый западный участок
Восточного Кавказа, ограниченный с востока Казбек-Цхинвальским
глубинным разломом северо-восточного простирания, во многих отно-
шениях является переходным поперечным звеном между Центральным
и Восточным сегментами. К этому переходному участку целиком при-
урочена единственная на Восточном Кавказе Казбекская область но-
вейшего вулканизма. Переход от Восточного сегмента Большого Кав-
каза к Юго-Восточному сопровождается новым резким сужением
горного сооружения, опять-таки главным образом за счет резкой редук-
ции его северного крыла, и значительным уменьшением амплитуды
новейшего поднятия в его осевой зоне. Границей этих сегментов слу-
жит Самурский глубинный разлом, отделяющий северное крыло подня-
тия Восточного Кавказа от Курсарского краевого прогиба, и продожаю-
щая этот разлом к югу поперечная флексура, пересекающая осевую
159
зону сооружения Большого Кавказа непосредственно восточнее гор
Шахдаг и Тфан.
Северная граница Восточного Кавказа (с впадинами Терского
краевого прогиба) проходит по широтной зоне Владикавказского глу-
бинного разлома и по Сулакскому глубинному разлому, выраженным
на поверхности в виде крупнейших флексур. В Южном Дагестане под-
нятие Восточного Кавказа отделяется от прилегающего относительно
приподнятого в новейшей стадии юго-восточного участка Терско-Даге-
станского краевого прогиба также прямолинейной флексурой юго-во-
сточного простирания. Южная граница Восточного сегмента сооружения
Большого Кавказа (с Куринским межгорным прогибом) на западном
(Кар.талинском) участке определяется Дзау-Кахетинским глубинным
разломом, а восточнее резко смещается к северу и проходит по север-
ному борту Алазанской наложенной впадины.
Как и на "Центральном, на Восточном Кавказе отчетливо выделяет-
ся осевая или срединная зона, приподнятая за неотектоническую ста-
дию от +3 до +4,5 км, и краевые зоны, в которых новейшее поднятие
составило +1+3 км. Однако на Восточном Кавказе краевые зоны
менее выдержаны по ширине. Зона северного крыла на западе очень
узка и достигает большой ширины только лишь к востоку от р. Аргу-
на, а зона южного крыла как самостоятельный элемент, напротив,
выделяется лишь на небольшом западном участке, а к востоку от
истоков Алазани она крайне узка, так как большая ее часть в конце
плиоцена — антропогена была поглощена наложенной Алазанской меж-
горной впадиной.
В общем Восточно-Кавказский сегмент отличается от Центрально-
Кавказского большей дифференцированностью неотектонических движе-
ний, более значительным проявлением новейшего складкообразования,
особенно на северном крыле, и гораздо большей ролью неотектониче-
ских перестроек в обеих краевых, а отчасти и в срединной зоне.
Срединная зона. Срединная зона Восточного Кавказа в основном
отвечает полосе развития нижнеюрских сланцевых толщ. Она не пред-
ставляет единого монолитного ядра, как на Центральном Кавказе, а со-
стоит из двух узких зон наиболее интенсивного новейшего воздымания,
выраженных Главным (Водораздельным) и Боковым высокогорными
хребтами, и разделяющей их зоны менее значительного поднятия (от-
носительного опускания) —так называемой Бежетино-Самурской про-
дольной депрессии. В складчатой структуре юрских отложений этим
неотектоническим элементам приблизительно отвечают одноименные
ограниченные крупными разломами антиклинории, сложенные ниж-
ним — средним лейасом, и синклинорий, выполненный верхним лей-
асом— ааленом. Таким образом, новейшая структура и обусловленные
ею главные черты современной орографии унаследованы от предшест-
вующих деформаций альпийского цикла.
Поднятие Бокового хребта в неотектонической и оро-
графическом плане служит непосредственным продолжением к востоку
поднятия кристаллического ядра Центрального Кавказа, а в структуре
мезозойского комплекса возникает на восточном продолжении его
южного крыла. Самая восточная часть неотектонической и орографи-
ческой зоны Бокового хребта не соответствует одноименному антикли-
норию, а отклоняется от него к северу (хр. Сурфуньял). Поднятие
Бокового хребта выступает над смежными зонами Восточного Кавказа
не менее чем на 1—1,5 км и представляет самостоятельную сводово-
глыбовую структуру шириной 10—20 км, в ряде мест, несомненно, огра-
ниченную молодыми, в том числе четвертичными разломами (рис. 26,
27). Особенно отчетливо выражен крутой Казбекский разлом, прохо-
дящий вдоль южного борта поднятия Бокового хребта в районе долины
р. Терека у сел. Казбеги. Анализ геоморфологического профиля долины
160
Терека (рис. 28) показывает, что суммарная амплитуда относительного
поднятия северного крыла этого разлома составила с миоплиоцена
около 1,5 км, причем только в верхнечетвертичное время северный блок
был относительно поднят почти на 0,5 км. Это вызвало подпруживание
и огромное переуглубление (до 450 м) расположенного выше по тече-
нию (т. е. южнее) участка долины р. Терека, что устанавливается как
геоморфологическим анализом, так и данными бурения и геофизики.
Аналогичные подпрудные явления, хотя и не столь грандиозные, описы-
вались Л. А. Варданянцем и другими на южном борту того же подня-
тия, в более западном Ардонском пересечении. К зоне Казбекского
глубинного разлома приурочен один из крупнейших вулканов Кавка-
за — Казбек, действовавший с верхнего плиоцена до голоцена, а также
ряд мелких неогеновых (?) гранодиоритовых интрузивных тел. На се-
верном крыле поднятия Бокового хребта в Терском пересечении явные
признаки молодых подвижек по разлому не фиксируются. При пересе-
чении этого поднятия долиной р. Терека реликты ее коренного ложа
ранне-верхнеплейстоценового времени (Q|) образуют пологую выпук-
лость. поднимаясь до 70 м в осевой части поднятия (в Дарьяльском
ущелье) и постепенно опускаясь и погружаясь под русло реки к северу
от него. Еще более значительную антиклинальную деформацию испы-
тали и более древние, хуже сохранившиеся эрозионные уровни *.
Судя по распределению абсолютных высот, наибольшее неотекто-
ническое воздымание — до 4,5 км — испытал самый западный участок
зоны Бокового хребта — между Ардоном и Тереком; непосредственно
восточнее Терека в зоне Казбек-Цхинвальского поперечного глубинного
разлома изобазы снижаются до 4 км и сохраняют эту величину до
левобережья Самура, где поднятие Бокового хребта, выраженное
хр. Сурфуньял, начинает быстро понижаться и заканчивается в районе
горы Гетинкиль.
К участку пересечения поднятия Бокового хребта Казбек-Цхин-
вальским глубинным разломом приурочена цепочка верхнечетвертичных
(Q|) эксплозивных центров в долине Терека, от Дарьяльского ущелья
до сел. Казбеги. По-видимому, строго прямолинейная меридиональная
долина р. Терека к северу от сел. Казбеги была заложена в плиоцене
по той же зоне разлома (глубокой трещине растяжения), контролирую-
щего расположение взрывных центров. Следовательно, разлом про-
являл активность уже в плиоцене. В генетической связи с новейшим
вулканизмом и резкими дифференциальными движениями этого участ-
ка находятся землетрясения Казбекского района, наиболее сейсмич-
ного (наряду с Шемахинским) на Большом Кавказе. Специальными
сейсмологическими исследованиями, проведенными ГЕОФИАН (Гоцад-
зе и др.), установлено, что плоскости смещения в очагах землетрясе-
ний Казбекского района простираются с юго-запада на северо-восток
при крутом падении к юго-востоку, и что при землетрясениях относи-
тельно поднимаются северо-западные крылья этих глубинных разры-
вов. Таким образом, последние представляют собой нормальные сбросы,
* Наличие локального горстообразного поднятия узкого (2—3 км) Дарьяльского
блока (внутри зоны Бокового хребта), выдвигавшегося, по мнению Л. А. Варданянца,
в плейстоцене, нашими детальными исследованиями не подтвердилось. Явно ошибочным
является указание В. А. Растворовой и Е. М. Щербаковой (1963) на то, что глубина
вреза в днище максимальной стадии последнего оледенения в Кассарском ущелье
р. Ардона, т. е. в осевой зоне поднятия Большого Кавказа, достигает 350 м, что в 2—5
раз превышает приводимую ими же амплитуду вреза во всех других долинах. На этом
основании они оценивают абсолютную величину поднятия осевой зоны Кавказа в Ар-
донском пересечении в 350 м и в Терском — в 300 м, что является крайним преувели-
чением. Очевидно, эти авторы приняли за дно трога максимальной стадии последнего
оледенения остатки днища среднеплейстоценового трога. В связи с этим составленная
ими схема поздне- и послеледниковых поднятий Центрального Кавказа в изобазах
(1963) в отношении амплитуд не соответствует действительности.
11 0731
161
совпадающие по своей ориентировке с Казбек-Цхинвальским глубин-
ным разломом и, очевидно, генетически с ним связанные.
Бежетино-Самурская продольная депрессия пред-
ставляет узкую зону, разделяющую зоны Главного и Бокового хребтов
Осетинская
краевая впадина
Рис. 26. Тектонические схемы Большого Кавказа в полосе пересечения Воен
невский и Н. В. Коро невский
А — схема тектонической зональности альпийского этажа; Б — схема нео
мации средне-верхнемиоценовой денудационной
/ — палеозойские граниты (Дарьяльский массив); 2— верхнепалеозойские
нические разломы (установленные и предполагаемые); 4— надвиги; 5 — раз
в четвертичное время (зубчики — в сторону опущенного крыла); 6— четвер
каннческих извержений четвертичного времени; 8— изобазы новейших
времени (в км); 9 — неотектоиическне зоны блоковых движений; /О —
движений
Восточного Кавказа, которая испытала менее значительное новейшее
поднятие. Центральная и западная части этой зоны отвечают Бежетин-
скому грабен-синклинорию и его западному протяжению, а восточная
(Самурская) часть наложена несколько наискось на восточный участок
162
горст-антиклинория Бокового хребта и структуры южной части Север-
ного крыла мегантиклинория Большого Кавказа. Ширина ее—10—
20 км при длине более 300 км. Она обладает менее глубоко расчленен-
ным эрозионным рельефом, чем смежные поднятия, и на ряде участков
несет остатки древней денудационной поверхности (предположительно
средне-верхнемиоценовой), сохранившейся на высотах порядка 2,5—
3,5 км в виде участков сглаженного пологохолмистого рельефа и одно-
но-Грузинской дороги. Составили Е. Е. Мила-
тектонической зональности; В — схема дефор-
поверхиости.
метаморфизованные толщи; 3 —- крутые текто-
ломы, перемещения по которым происходили
тичные наложенные впадины; 7—центры вул-
поднятий и опусканий с верхиесарматского
неотектонические зоны дифференциальных
высотных гребней на водоразделах между прорезающими Бежетино-
Самурскую зону долинами рек северного склона Большого Кавказа.
В частности, эта поверхность великолепно выражена в западной части
Бежетинской зоны, в бассейне Шави-Арагвы на высотах около 3—
11*	163
3,2 км. Амплитуда новейшего поднятия на большей части Бежетинской
зоны составляет от 2,5 до 3,5 км, и лишь на небольшом поперечном
участке к западу от истоков Самура превышает 3,5 км.
Второе, несколько менее значительное поперечное поднятие нахо-
дится в западной части зоны, в Тушетии, в верховьях рек Алазани
и Пшавской Арагвы. Здесь широко распространены останцы горного
рельефа, высотой до 3,5—3,7 км —массивы Шавиклде, Чаухи и другие,
возвышающиеся примерно на
0,5 км над реликтами средне-
верхнемиоценовой денудацион-
ной поверхности, которая на
этом участке приурочена к вы-
сотам 3—3,2 км. Некоторые из
останцовых массивов, возвы-
шавшихся над миоценовым пе-
непленом, в частности массив
Чаухи, несомненно, обусловле-
ны значительно большей устой-
чивостью слагающих их маг-
матических пород против про-
цессов денудации по сравне-
нию со сланцевыми толщами
км
Рис. 27. График вертикальных движений раз-
личных тектонических зон западной части Вос-
точного Кавказа с конца мноцена до голоцена.
Составил Е. Е. Милановскнй
юры.
Поперечные поднятия раз-
деляют три относительно опу-
щенных поперечных участка
Бежетино-Самурской зоны, где амплитуда новейшего поднятия не
достигает 3 км. Это, во-первых, самый восточный участок зоны,
к которому приурочена древняя продольная долина Самура от его
истоков до выхода из гор, где шарнир продольной депрессии замет-
но погружается. Во-вторых, это средний участок зоны между исто-
ками рек Аварское и Андийское Койсу, представляющий очень пологий
овальный прогиб, в котором прекрасно сохранились остатки миоцено-
вого пенеплена на высотах 2,6—2,8 км. Наконец, в самой западной
части зоны находится небольшая, но резко выраженная Верхнетерская
впадина. Она подробно описана автором в совместной с Н. В. Коро-
новским работе (1964), что позволяет ограничиться здесь лишь краткой
ее характеристикой. Впадина имеет форму короткого овала, длинная
ось которого вытянута в северо-восточном, поперечном к простиранию
Кавказа направлении. К ней приурочена переуглубленная долина р. Те-
река, между селениями Коби и Казбеги, заполненная рыхлыми четвер-
тичными отложениями мощностью до 400—450 м. Впадина в целом
лежит в пределах Казбек-Цхинвальской зоны поперечного глубинного
разлома, пересекающей Восточный Кавказ и с юго-запада на северо-
восток. Вероятно, вдоль оси впадины под аллювием проходит крупный
разлом, по которому была заложена долина р. Терека и на котором
«сидит» огромный средне-верхнечетвертичный вулкан Кабарджин,
а также целая цепочка мелких центров верхнечетвертичных экспло-
зивных извержений. Этим же юго-западным — северо-восточным про-
стиранием обладают плоскости смещения в очагах землетрясений Каз-
бекского района. С севера впадина ограничена Казбекским продольным
разломом, по которому поднятие Бокового хребта поднято относительно
западного и восточного бортов впадины примерно на 1 км, а относи-
тельно ее осевой части — вероятно, более чем на 1,5 км. Лишь с нача-
ла позднего плейстоцена (Q*) амплитуда перемещений по Казбекско-
му разлому составила около 400—500 м. Как видно из продольного
профиля долины р. Терека, к северу от Казбекского разлома, в зоне
Бокового хребта ранне-верхнеплейстоценовое днище долины р. Терека
164

поднято на несколько десятков метров и выше современного русла реки
(в Дарьяльском ущелье); в южном направлении оно испытывает посте-
пенное относительное понижение (при слабо возрастающем к югу абсо-
лютном поднятии), затем по Казбекскому разлому погружается ниже
русла Терека до 300—400 м (по геофизическим данным М. С. Иоселиа-
ни, Мурусидзе, 1957). Если севернее разлома кровля туфогенно-оса-
дочной толщи (Q‘), выполняющей долину Терека, поднята до 200—
250 м над руслом Терека, то к югу от разлома она глубоко опускается
под плоское дно долины, перекрываясь поздне-верхнеплейстоценовыми
(Qз) и голоценовыми аллювиальными, озерными и флювиогляциаль-
ными отложениями мощностью до 100 м, которые накопились в усло-
виях длительной тектонической подпруды Терека развивающимся раз-
ломом. Накоплению этих осадков севернее разлома отвечает ряд ста-
дий последовательного врезания долины глубиной до 250 м. Казбекский
разлом, к которому приурочена современная долина левого притока
Терека — р. Чхери, впадающей в него у сел. Казбеги, разорвал и сме-
стил спустившиеся в долину Терека с запада, с Казбека так называе-
мые чхерские лавовые потоки (Q|), излившиеся на поверхность толщи
(Q3) вскоре после ее накопления. К северу от разлома кровля чхер-
ских потоков располагается на 150 м выше, чем к югу от него, хотя на
юге они лежат на поверхности толщи (Q'), а на севере — вложены
в выработанные в ней эрозионные ложбины.
Очень пологий уклон продольного профиля р. Терека и ее притока
Шави-Арагвы в пределах впадины, резко сменяющийся крутым уклоном
профиля в зоне поднятия Бокового хребта, большая ширина поймы (до
0,5—1 км) Терека и Шави-Арагвы и их заболоченность, спокойное те-
чение этих рек, многочисленные бифуркации их русел и т. д. говорят
о продолжающемся относительном погружении Верхнетерской впади-
ны. Выполняющие впадину верхнечетвертичные образования заметно
синклинально изогнуты, что убедительно устанавливается по материа-
лам сейсморазведки и бурения. В северной части впадины они полого
наклонены к югу, т. е. от разлома к ее внутренней части. Более древ-
ние эрозионные уровни в пределах Верхнетерской впадины деформиро-
ваны однотипно с верхнечетвертичными; так, среднеплейстоценовое
коренное днище долины р. Терека, фиксированное перекрывающими его
вулканогенно-осадочными толщами, здесь опускается к уровню совре-
менной поймы (у сел. Арши) или даже ниже последнего (Коби), ниж-
неплейстоценовое днище, перекрытое аллювием и лавами Мнадонского
потока (Qi), к северу от Коби располагается на высоте около 200 м,
а верхнеплиоценовое днище долины, фиксированное лавами и остатка-
ми морен апшеронского возраста, лежит на высоте 700—750 м, что так-
же является ненормально низким для осевой зоны Большого Кавказа.
В средней части впадины, близ сел. Сиони намечается поперечная по
отношению к простиранию впадины антиклинальная перемычка, где
коренное днище среднеплейстоценовой долины местами поднимается над
руслом Терека на несколько десятков метров. Она делит Верхнетерскую
впадину на две ванны — Казбекскую и Кобийскую. Средне-верхнемиоце-
новый денудационный уровень, прекрасно сохранившийся на обширном
пространстве непосредственно к востоку от Верхнетерской впадины, на
высотах 3—3,2 км, в пределах ее самой уничтожен эрозией, что лишает
возможности непосредственно установить свойственную ей суммарную
амплитуду локальных неотектонических опусканий. По-видимому, она
превышает 0,5 км.
Какие-либо крупные молодые разрывные нарушения на западном
и восточном крыльях Верхнетерской впадины не установлены, однако
приуроченность ряда вулканических центров к ее западному крылу
(Казбек и его сателлиты) и южной части восточного свидетельствует
166
о их сильной раздробленности. Средне-верхнеплейстоценовый вулкан
Кабарджин, фундамент которого погружен ниже русел рек Терека
и Терхены, несомненно, испытал значительное вулкано-тектоническое
проседание, а по обрамляющим просевший массив разломам произо-
шли эксплозивные извержения и экструзии. Возможно, что и Верхне-
терская впадина в целом представляет обширную вулкано-тектониче-
скую депрессию.
С юга Верхнетерскую впадину ограничивает узкое поднятие Крес-
тового перевала, вытянутое в общекавказском направлении между вер-
ховьями Терека и Арагвы. Оно находится на западном продолже-
нии поднятия Главного хребта, но непосредственно не связано с ним,
так как погружается и «расплывается» к востоку. Миоценовая денуда-
ционная поверхность здесь не сохранилась, но примерно отвечающие
ей по высоте водораздельные гребни к западу от Крестового перевала
достигают высот более 3,5—3,7 км. К западной части поднятия примы-
кает с юга Кельская вулкано-тектоническая впадина. Восточнее южный
край поднятия становится менее отчетливым. Строение северного кры-
ла поднятия Крестового перевала хорошо устанавливается в долине
р. Байдары, текущей от Крестового перевала к северу, в сторону Верх-
нетерской впадины. Долина была выработана в начале верхнего плей-
стоцена более крупной рекой, чем нынешняя р. Байдара, бравшей нача-
ло на Кельском нагорье. Древнюю долину пра-Байдары заполняют
лавовый поток (Q|), спускавшийся с юго-запада с вулкана Непискало,
и перекрывающие его моренные (Q3) и аллювиальные (Qj;) отложе-
ния. Как видно из продольного профиля, в сводовой части поднятия
Крестового перевала, на правом склоне долины р. Арагвы подошва
лав (Q^) располагается на относительной высоте около 100 м над рус-
лом Арагвы и на абсолютной — более 2 км, а на его северном крыле
в низовьях р. Байдары она понижается до 1,8 км, и весь лавовый поток
погружается под русло этой реки, возможно, продолжаясь далее к се-
веру под покровом верхнечетвертичных осадков, выстилающих южную
часть Верхнетерской впадины.
Аллювиальные отложения (Q|), представленные галечником из
хорошо окатанных галек размером до 10—20 см, местами переслаи-
вающиеся с древними травертинами, слагают две низкие аккумулятив-
ные террасы. Их относительные высоты уменьшаются в верховьях
р. Байдары, где они сливаются с широкой плоской поймой, по которой
меандрирует эта река, и несколько возрастают вниз по ее течению.
Уклон русла здесь становится все круче, достигая ниже современных
травертинов и углекислых источников 50—100 м на 1 км. Совершенно
очевидно, что в таких условиях аллювий описываемого выше типа не
мог отлагаться. Между тем и здесь прослеживаются подобные же ал-
лювиальные галечники, причем продольный уклон слагаемой ими тер-
расы Q3 почти не уступает уклону русла. Эти факты можно объяснить
лишь тем, что: 1) отложение аллювия Q| происходило в условиях го-
раздо более пологого, чем в настоящее время, уклона русла р. Байдары
и 2) изменение уклона, связанное с быстрым подъемом зоны Кресто-
вого перевала более чем на 200 м относительно Верхнетерской впади-
ны, произошло очень недавно — по-видимому, лишь в голоцене.
Отразившись в резком изломе продольного профиля р. Байдары, оно
еще не успело вызвать глубокое врезание русла относительно уровня
террасы Q|.
Описанные резкие позднечетвертичные деформации в зоне северного
крыла поднятия Крестового перевала выражены в верхнечетвертичных
образованиях в виде флексуры. Однако в складчатом фундаменте райо-
на они, по-видимому, сопровождались оживлением разрывных нару-
шений, к которым приурочены многочисленные источники углекислых
167
вод, поля травертинов, тянущиеся от среднего течения р. Байдары к за-
пад-северо-западу на 13 км, а также центры поздне-верхнеплейстоце-
новых и голоценовых извержений Эсиком, Западного и Восточного
Хорисара, Сакохе, Садзеле. Таким образом, наиболее активная фаза
дифференциального роста поднятия Крестового перевала падает на ко-
нец позднего плейстоцена — голоцен. Подъем этой зоны, по-видимому,
явился основной причиной обезглавливания долины пра-Байдары и пе-
рехвата ее верховьев р. Арагвой.
К югу от Бежетино-Самурской продольной депрессии протягивается
столь же протяженное и узкое, как и поднятие Бокового хребта, под-
нятие Главного (Водораздельного) хребта Восточного
Кавказа. Это новейшее поднятие в основном унаследовано от однои-
менного антиклинория мезозойского комплекса, однако оно шире по-
следнего и включает также в своей южной части узкую северную зону
Чиауро-Дибрарского флишевого синклинория, а в северо-восточной —
Шахдагский синклинорий и восточное окончание антиклинория Боко-
вого хребта (в правобережье р. Самура).
Амплитуда новейшего воздымания поднятия Главного хребта со-
ставляет 3,5—4 км, т. е. несколько уступает таковой Бокового хребта.
Однако именно к этому поднятию приурочен водораздел Восточного
Кавказа (кроме самой западной части последнего), тогда как поднятие
Бокового хребта прорезается рядом глубоких консеквентных долин
северного склона. По всей вероятности, эта особенность орографии
Восточного Кавказа в основном обусловлена различной энергией (эро-
дирующей способностью) рек северного и южного склона, связанной
с резкими отличиями в размерах их бассейнов и климатическими усло-
виями (в частности, большей сухостью южного склона). Если поднятие
Бокового хребта продолжается далеко на запад в пределы Централь-
ною Кавказа и резко обрывается на востоке, то поднятие Главного
(Водораздельного) хребта, напротив, уходит на восток в пределы Юго-
Восточного Кавказа, а на западе затухает уже на меридиане верховьев
р. Алазани. Однако еще западнее, между истоками Терека и Арагвы
появляется описанное выше поднятие Крестового перевала, которое,
возможно, следует рассматривать как продолжение поднятия Главного
хребта Восточного Кавказа. Но между ними, в районе верховьев Пшав-
ской Арагвы к зоне южного крыла сооружения Восточного Кавказа
с севера непосредственно примыкает относительно приподнятый попе-
речный участок Бежетинской зоны.
В самой восточной части поднятия Главного хребта мы распола-
гаем одним из важнейших реперов, определяющих амплитуду новей-
шего воздымания Восточного Кавказа. Здесь на северном крыле опи-
сываемой зоны, в 3 км к северо-востоку от вершины горы Шахдаг
Б. А. Будагов (1964) обнаружил на высоте 3550 м остатки глин мощ-
ностью 4—6 м, заключающих типичную верхнесарматскую мактровую
фауну. Этот останец верхнего сармата приурочен, по данным Б. А. Бу-
дагова и Д. А. Лилиенберга, к уровню так называемой нижней Шахдаг-
ской денудационной поверхности высотой 3,5—3,6 км, имеющей в зна-
чительной мере абразионное происхождение. Массивы Шахдаг (4250 м)
и Ярудаг (4110 м) возвышались над ней в позднем сармате в виде
острова со столовым рельефом, на поверхности которого существовал
более высокий и древний денудационный уровень [верхняя Шахдагская
поверхность (4—4,2 юи)]. Несколько южнее, в осевой зоне поднятия,
где нижний Шахдагский денудационный уровень, по-видимому, немного
поднимается, располагался другой, более крупный островной массив
сарматского времени, к которому принадлежат современные вершины
Базар-Дюзи (4466 м), Базарюрт (4128 м), Тфан (4205 м). К востоку
от горы Тфан, т. е. уже в пределах Юго-Восточного сегмента Большого
Кавказа, высота Водораздельного хребта и соответственно амплитуда
168
новейшего воздымания начинает резко снижаться, а ось его — несколь-
ко смещаться к югу. Первая стадия новейшего воздымания восточной
части зоны Главного хребта фиксируется наличием реликтов акчагыль-
ской береговой линии на северо-восточном склоне Шахдага на высотах
до 2,5 км, а также остатками древней продольной долины р. палео-
Гильгичай, которые прослеживаются на северном крыле поднятия меж-
ду горами Шахдаг и другими на севере, Базар-Дюзи и Тфан на юге на
высотах 3—3,1 км. Таким образом, эта долина, относимая к плиоцену
(не позднее акчагыла), была врезана в нижнюю Шахдагскую поверх-
ность на 0,5 км. Очевидно, она относится к Салаватской денудацион-
ной поверхности. Современные поперечные долины на северном крыле
поднятия Главного хребта на широте «Шахдагского острова» врезаны
до отметок порядка +2 км, т. е. углублены относительно верхнесар-
матского уровня на 1,5 км, а относительно днища плиоценовой про-
дольной долины — на 1 км. Следовательно, общее новейшее воздыма-
ние в 3,5 км привело к врезанию долин на 1,5 км-, в период выработки
плиоценовой долины, т. е. к началу позднего плиоцена, послесарматское
воздымание составило около 1 км, а за последующее позднеплиоцено-
вое и четвертичное время — около 2,5 км.
Далее к западу в осевой водораздельной части зоны Главного
хребта на некоторых участках сохранились реликты нижней Шахдаг-
ской денудационной поверхности (там, где она была выработана в наи-
более прочных породах). Наиболее крупным из этих реликтов является
обширное плато высотой около 3,5 км к северу от Нухи, срезающее
широкую Дюзсыртовскую синклиналь, сложенную титонскими извест-
няками. Уцелели также единичные останцы вершин, возвышавшихся
над сарматской Шахдагской поверхностью (например, гора Деавчай,
4015 м).
Северное крыло. Зона северного крыла Восточного Кавказа испы-
тала в неотектонической стадии поднятия с амплитудой от 0—1 км
у своего северного края до 3—3,5 км у южного. В ней выделяются две
подзоны, существенно отличающиеся по характеру новейших движе-
ний — северная и южная. Обе они достигают максимальной ширины
в средней части северного крыла Восточного Кавказа — в Северном
Дагестане и сужаются в 2—3 раза в его западной (Осетино-Чеченской)
и восточной (Южно-Дагестанской) частях.
Южная, внутренняя подзона, сложенная на поверхности
сильно смятыми песчано-сланцевыми толщами тоара и аалена, испы-
тавшими основную складчатость еще в предкелловейское время, ха-
рактеризовалась в новейшей стадии слабодифференцированным моно-
клинальным воздыманием. Амплитуда его плавно уменьшается от 3,5—
4 км у южного края подзоны, где она переходит в поднятие Бокового
хребта, до 2,5—3 км у северного края подзоны. По простиранию ампли-
туда поднятия медленно возрастает к западу. Реликты миоценовой де-
нудационной поверхности вследствие легкой размываемости терриген-
ных толщ юры сохранились в этой подзоне плохо, но о минимальной
суммарной амплитуде неотектонического поднятия у северного края
подзоны мы можем приблизительно судить по абсолютным высотам
гребня Скалистого хребта, сложенного прочными верхнеюрскими изве-
стняками. Новейшие складчатые и разрывные нарушения и локальные
поднятия и прогибы в этой подзоне не установлены.
В самом западном наиболее приподнятом участке южной подзоны
(в районе долины р. Ардона) из общей амплитуды новейшего подня-
тия порядка 3,5 км на первую фазу (Ni3rm.,N—%) приходится около
1,2 км, а на вторую (N|) и третью (Q) вместе — около 2—2,5 км. Об
этом позволяет судить залегание верхнеплиоценового (акчагыльского?)
аллювия в висячей долине на Ходском перевале в Скалистом хребте
169
к северу от Садона на абсолютной высоте 2,6 км, на 0,8 км ниже пред-
полагаемого уровня миоценовой поверхности, фиксируемого соседними
вершинами Скалистого хребта (гора Кионхох — 3423 м), и на 1,5 км
выше современного тальвега р. Ардона. Несколько восточнее, в районе
долины Терека новейшее поднятие в 3 км распределяется между тремя
фазами, примерно как 1,3—1,5 км; 0,8 км; 0,7 км (относительная высо-
та миоценовой поверхности — около 2 км верхнеплиоценовой — около
1,1 км, нижнеплейстоценовой террасы около 0,5 км).
В Дагестане, судя по относительной высоте древнейших плейсто-
ценовых террас Сулака, Самура (до 350—380 м), из общей амплитуды
новейшего поднятия до 2,5—3 км более 0,5—0,6 км падает на антропо-
ген. Начиная с акчагыла поднятие в Южном Дагестане, у северо-вос-
точного края зоны составило от 1 до 1,4 км (отметки подошвы морс-
кого ингрессивно залегающего акчагыла в древней долине Чирах-
чая), а далее к юго-западу оно, несомненно, увеличивалось до 2 км.
Таким образом, за верхний плиоцен этот участок поднялся более чем
на 1 км, и за конец миоцена — средний плиоцен — приблизительно
на 1 км.
Северная, внешняя подзона, сложенная преимущественно
верхнеюрскими, меловыми, пелеогеновыми и миоценовыми отложениями,
смятыми в крупные линейные и брахиморфные складки, отличается гораз-
до большей сложностью неотектонических движений, чем южная. С севера
и северо-востока, со стороны Терско-Дагестанского краевого прогиба
она ограничена региональными флексурами амплитудой до 2—4 км.
Они, несомненно, контролируются крупными разломами в фундаменте,
которые местами достигают земной поверхности и выражены в виде
взбросов. Складки этой подзоны также местами осложнены разломами.
Формирование складчато-разрывной структуры подзоны и системы
флексур по ее северному борту (если не считать некоторых пологих
эмбриональных конседиментационных структур Северного Дагестана,
проявлявших себя еще в позднемезозойское время, и Мугринского под-
нятия в Южном Дагестане, в основном созданного еще предкелловей-
скими движениями), началось в раннеорогенную стадию (олигоцен —
миоцен) и в основном завершилось в течение первой фазы позднеоро-
генной, новейшей стадии. Об этом свидетельствуют: а) участие в склад-
чатой структуре Северного Дагестана среднемиоценовых и нижнесар-
матских отложений, а вдоль северного края подзоны — также средне-
и позднесарматских и даже мэотис-понтических (в западной части) и
б) гораздо более пологое, с угловым несогласием залегание верхнего
плиоцена (акчагыла) на сильно смятых более древних отложениях
у северного края подзоны. В последующее время на большей части
подзоны в основном происходили более или менее дифференцированные
воздымания, но на ее западном участке, в Осетии имели место и зна-
чительно более сильные, контрастные движения.
В продольном направлении в северной подзоне выделяются три
поперечных участка — узкие западный и восточный и широкий средний,
существенно различающиеся по характеру новейшей тектоники.
Западный (Осетино-Ингушский) участок — между долиной р. Ардо-
на на западе и левобережьем р. Аргуна на востоке имеет ширину все-
го 20—30 км. В течение первой фазы новейшей стадии — в конце мио-
цена — среднем плиоцене он подвергся довольно интенсивным
складчато-надвиговым деформациям, которые происходили на фоне
воздымания его южного края и продолжающегося опускания северного
края. Эти деформации захватили комплекс отложений от миоплиоцена
до верхней юры вместе с подстилающими их более древними образова-
ниями. В результате возникла структура типа сложной моноклинали
(или моноклинория, по В. Е. Хайну), впервые детально изученная и
описанная Л. А. Варданянцем (1929—1935). Общее падение мезо-
170
кайнозойских толщ к северу здесь осложняется несколькими запроки-
нутыми к югу антиклинальными складками, крылья которых срезаются
системой довольно пологих надвигов с общим смещением масс к югу,
т. е. от коаевого прогиба в сторону поднятия Большого Кавказа, при-
дающей всей структуре чешуйчатый характер. Все надвиги затухают
на западе к югу от Скуммидонского выступа (на меридиане Садона),
к западу от которого происходит резкое поперечное воздымание фун-
дамента всех тектонических зон Северного Кавказа, а, на востоке —
в левобережье р. Аргуна, где начинается быстрое расширение рассмат-
риваемой подзоны и переход от Терского прогиба к осевой зоне подня-
тия Восточного Кавказа становится более постепенным. По данным
В. И. Шевченко (1962), суммарная амплитуда горизонтальной состав-
ляющей нескольких надвигов достигает своего максимума — около
15 км — между Ардоном и Тереком (в Фиагдонском сечении). В на-
стоящее время надвиги падают здесь к северу под углами 20—45°;
первоначально (до верхнеплиоцен-четвертичных движений) они были
еще положе (рис. 29). Восточнее, в Терском сечении надвиги стано-
вятся круче и переходят во взбросы.
Происхождение системы надвигов, с необычным смещением масс —
от впадины к растущему поднятию — остается до настоящего времени
недостаточно ясным. Наиболее обстоятельно этот вопрос рассмотрен
В. И. Шевченко (1962, 1964). Если допустить тангенциальное сжатие
синклинальной зоны, заключенной между Сунженским поднятием на
севере и поднятием осевой зоны Большого Кавказа на юге, то можно
было бы попытаться привлечь к объяснению рассматриваемых надви-
гов механизм «краевой складчатости», предложенный И. П. Гамкрелид-
зе для объяснения дислокаций северного крыла Рача-Лечхумского про-
гиба. Образование синклинального изгиба должно вызвать проскальзы-
вание верхних слоев относительно нижних (подобно тому, как это
имеет место в закрепленной лишь в одном месте изгибаемой колоде
карт) и их смещение в стороны растущих поднятий, где верхние слои
вследствие интенсивного размыва оказываются «незакрепленными» (на
южном крыле прогиба) или слабо закрепленными (на северном кры-
ле). Проскальзывание должно осуществляться главным образом по
контактам механически жестких толщ (например, известняки верхней
юры — валанжина или породы среднего — верхнего миоцена) и под-
стилающих их более пластичных толщ (существенно глинистые отложе-
ния лейаса — доггера или Майкопа). Внутри мощных глинистых толщ
в их верхних горизонтах, кроме того, происходит в той или иной мере
пластическое латеральное перемещение материала к крыльям прогиба.
Однако изложенной схеме, как указывает В. И. Шевченко, противоре-
чит тот факт, что общая амплитуда надвигов в некоторых сечениях
оказывается большей, чем это можно было бы ожидать, учитывая об-
щую форму подвергающейся сжатию зоны в поперечном сечении. Прав-
да, можно предположить, что лежащие под надвиговыми чешуями
доверхнеюрские отложения в действительности не залегают столь по-
лого и однотипно с толщами верхней юры и мела, как это рисует на
своих профилях В. И. Шевченко (см. рис. 33), а образуют интенсивно
складчатую структуру, дисгармоничную по отношению к вышележа-
щим надвиговым чешуям этих толщ,— однако такое предположение
маловероятно.
Можно допустить, наконец, что предполагаемое В. И. Шевченко,
вслед за В. В. Белоусовым и Е. Е. Долгиновым, гравитационное рас-
ползание палеозойского ядра Большого Кавказа в процессе его возды-
мания в неогеновое время происходило не только к югу, но и к северу,
и что это расползание (расширение) фундамента к северу могло вызвать
срыв и проскальзывание относительно фундамента и пород лейаса —
доггера вышележащего «жесткого» комплекса верхнеюрских и меловых
171
----Северо-Кавказская ступень —*+*----------------------------Превкавказская ступень
-7,5
-10
Рис. 29. Геологические разрезы через Черногорскую моноклиналь Северной Осетин и юго-западную часть Терского краевого поогиба.
По В. И. Шевченко, 1962
пород. В таком случае надвиги Северной Осетии генетически пред-
ставляли бы собой поддвиги.
С позиций примата вертикальных глыбовых движений можно на-
метить два возможных механизма надвигания мезозойских отложений
к югу. Оба они предусматривают в качестве исходной предпосылки от-
носительное удлинение в меридиональном, поперечном направлении
верхних горизонтов мезо-кайнозойского комплекса относительно ниж-
них. Первый механизм предполагает, что блоковые движения, происхо-
дившие в течение альпийского цикла в зоне сочленения северного
крыла Большого Кавказа и Осетинской впадины, были обратимыми по
своему знаку. До образования надвигов в период седиментации
(в мальме — миоцене?) северный блок испытывал относительное опус-
кание, что приводило к удлинению верхних горизонтов осадочного чех-
ла в зоне смыкающей флексуры; во время образования надвигов
северный блок, напротив, был относительно приподнят, а впоследствии
вновь оказался относительно опущенным. Однако В. И. Шевченко за-
мечает, что такое предположение о знакопеременности блоковых дви-
жений по наклоненным к северу разломам на северном краю Большого
Кавказа противоречит имеющимся данным об истории развития Боль-
шого Кавказа в третичное время. Кроме того, возможное первичное
удлинение пород чехла в зоне флексуры оказывается значительно
меньшим, чем максимальная суммарная амплитуда надвигов (15 км).
Однако механизм, связывающий возникновение надвигов с наличием
зоны глубинного разлома между двумя блоками, испытывающими диф-
ференциальные движения, по-видимому, все же мог играть определен-
ную роль, особенно в той части зоны осетинских надвигов, где они
становятся более крутыми (между Гизельдоном и Камбилеевкой),
тесно прилегают к зоне краевого глубинного Владикавказского разло-
ма и, вероятно, являются его поверхностным отражением.
Другой механизм, могущий привести к «выдвиганию крыльев про-
гиба», заключается в раздавливании отложений, заполняющих глубо-
кий прогиб (в данном случае, Осетинскую впадину) под нагрузкой
мощных вышележащих толщ, и отжимании пластического материала
в стороны смежных зон с пониженной нагрузкой, т. е. северного крыла
Большого Кавказа и Сунженского поднятия. Этот механизм В. И. Шев-
ченко (1964) считает наиболее вероятным. Большое структурно-морфо-
логическое сходство надвигов Осетинского участка северного склона
с надвигами Передовых хребтов (Терского и Сунженского) и третич-
ных предгорий Дагестана, по-видимому, должно указывать и на их
генетическое сходство. Отжимание пластичного материала из-под про-
гибов, где его мощность в результате деформации уменьшается, на его
крылья, куда он нагнетается, в максимальной степени должно прояв-
ляться в наиболее мощных пластичных толщах, какими являются май-
копская серия в Передовых хребтах и зоне третичных предгорий Даге-
стана и толщи лейаса — доггера на северном крыле Большого Кавка-
за в Северной Осетии. Как известно, в результате внутриформационного
перераспределения глинистого вещества при складчатых деформациях
мощность майкопской серии может меняться несколько раз. В выше-
лежащих менее пластичных толщах, подобных среднему миоцену —
сармату или мальму — мелу, нагрузка вышележащих толщ в прогибах,
вероятно, также должна приводить к некоторому уменьшению мощ-
ности («расплющиванию»), В зонах же с пониженной нагрузкой, куда
вещество отжимается, в менее пластичных толщах в отличие от под-
стилающих пластичных толщ вторичное увеличение мощности происхо-
дить не может, и поэтому смещаемые в направлении смежных подня-
тий по пластичной «постели» пластины относительно жесткого вещест-
ва (например, известняков мальма — валанжина) нагромождаются
друг на друга, образуя чешуйчатую структуру.
173
Мне представляется, что рассмотренные различные механизмы над-
вигообразования не противоречат друг другу. Наиболее вероятно, что
новейшие деформации земной коры этого района определяются сочета-
нием дифференциальных вертикальных и горизонтальных движений
фундамента. Складчато-надвиговые структуры Северной Осетии, ско-
рее всего, представляют результат совместного действия механизма
межпластового проскальзывания (переходящего в местах перегибов
толщ в диагональное по отношению к их напластованию скалывание)
при тангенциальном сжатии прогиба и механизма отжимания вещества
из-под прогиба вследствие нагрузки вышележащих толщ в стороны их
«незакрепленных или полузакрепленных» крыльев. Определенную роль
в возникновении надвигов играют и изменчивые по своей интенсив-
ности (а иногда, может быть, и по знаку?) дифференциальные движе-
ния блоков в пределах Владикавказского глубинного шва. По всей
вероятности, во всех рассмотренных сложных складчато-надвиговых
неогеновых структурах (Передовые хребты, зона третичных предгорий
Дагестана, Рача-Лечхумский прогиб и пр.) мы имеем дело с совмест-
ным действием этих механизмов в том или ином их сочетании.
Продолжительность «жизни» надвигов Северной Осетии на разных
их участках была, видимо, неодинаковой. Л. А. Варданянц (1932),
основываясь на некоторых аномальных геоморфологических особен-
ностях долины р. Фиагдон в зоне Скалистого хребта, высказал предпо-
ложение о том, что некоторые из развитых здесь надвигов продолжали
«жить» вплоть до позднего плейстоцена. По нашим наблюдениям по-
логие надвиги западной части Северной Осетии, в бассейнах Фиагдона
и Ардона являются «мертвыми» структурами, по-видимому, уже с позд-
него плиоцена. Однако восточнее, в бассейнах Гизельдона, Терека и
Камбилеевки, где разломы становятся круче и приобретают характер
взбросов, продолжительность их «жизни» увеличивается, и мы ощу-
щаем отчетливые признаки их развития в течение всего антропогена.
Но в основном складчато-надвиговая структура рассматриваемого уча-
стка северного крыла Большого Кавказа была сформирована уже в
первую фазу неотектонической стадии.
Южная часть описываемой подзоны за первую фазу новейшей ста-
дии была поднята на 1—1,2 км, тогда как северный край ее продолжал
в конце миоцена — начале плиоцена унаследованно погружаться и по-
крывался грубообломочными молассами лысогорской свиты. В даль-
нейшем, в раннем — среднем плиоцене и эта, самая северная, часть
северного крыла Восточного Кавказа была втянута в неравномерное
поднятие, нарушена взбросами и надвигами и подверглась размыву.
К началу позднего плиоцена в результате возникновения чешуйчатой
взбросо-надвиговой структуры верхнеюрских и меловых толщ и ее эро-
зионного расчленения в процессе общего поднятия северного крыла
создались прообразы нескольких куэст Скалистого хребта, прорезанных
сквозными поперечными консеквентными долинами. Их глубокому вре-
занию способствовало резкое падение уровня общего базиса эрозии —
уровня Каспия в среднем плиоцене.
В начале позднего плиоцена, во время акчагыльской трансгрессии
северный край описываемой подзоны вновь временно включается в об-
ласть аккумуляции и покрывается залегающими резко несогласно на
разных горизонтах более древних третичных отложений туфогенно-об-
ломочными континентальными образованиями верхнеплиоценовой сви-
ты рухс-дзуар. По поперечным долинам они проникали далеко к югу.
Пока недостаточно ясно, можно ли это расширение области аккумуля-
ции к югу всецело связывать с резким повышением главного базиса
эрозии — уровня Каспия в акчагыле, или оно обусловлено также но-
вым погружением северного края зоны северного крыла.
174
Последующие движения, имевшие место в конце плиоцена и в антро-
погене, привели к существенным деформациям отложений свиты рухс-
дзуар. В целом она приобрела пологий моноклинальный наклон к се-
веру (до 10—30° против 30 -60° и более в подстилающих ее палеогено-
вых и миоценовых отложениях); у южного края подзоны останцы свиты
в древних долинах испытали поднятие до 2 км, тогда как за ее север-
ным краем в Осетинской впадине подошва свиты опустилась до 1 км
и даже ниже. На фоне этой моноклинали в залегании свиты рухс-дзуар
выявляются усложнения, связанные с возобновлением подвижек по
разрывам Осетинской зоны, во всяком случае по самому северному из
них — Владикавказскому. В отличие от более южных Владикавказский
разлом ранее констатировался лишь в бассейне Камбилеевки, а запад-
нее на всем протяжении границы Большого Кавказа и Осетинской впа-
дины была прослежена крупнейшая флексура с относительно опущенным
северным крылом, особенно крутая (до вертикальной) в породах па-
леогена и миоцена и более пологая — в более молодых слоях. Верти-
кальная амплитуда ее достигает 3 км. Очевидно, эта региональная
флексура обусловлена длительными глыбовыми подвижками в фунда-
менте. Но если в третичное время северное крыло этого глубинного
нарушения опускалось, то с конца плиоцена это крыло стало «зади-
раться», а южное оказалось относительно опущенным; подобный план
движений наиболее резко выражен в залегании свиты рухс-дзуар (N^).
В зоне Владикавказского разлома она образует асимметричную над-
разломную Лысогорско-Тарскую антиклиналь с пологим северным
(10—15°) и крутым южным крылом (—30—40°), переходящим к югу
в Редантскую приразломную синклиналь. Позднечетвертичные подвиж-
ки по Владикавказскому разлому подчиняются этому же структурному
плану; они отражены в локальных деформациях ранне-верхнеплейсто-
ценовых террас (Q|) Терека, Гизельдона и Камбилеевки, поверхность
которых на северном крыле разлома поднята до 50—90 м (на Гизель-
доне разлом выражен двумя уступами), а южнее круто (под углами
10—20°) опускается до 10—20 м над уровнем реки. Наиболее юная
фаза этой деформации зафиксирована в антиклинальном изгибе позд-
не-верхнеплейстоценовых террас (Q3) в этих же долинах (на Камби-
леевке и Гизельдоне — цокольных) —см. рис. 30, что говорит о разви-
тии Владикавказского разлома вплоть до современности.
В зоне более южного Балтийского разлома верхнеплиоценовые
образования не сохранились, но в залегании четвертичных отложений
в долинах рек Терека и Гизельдона мы видим совершенно аналогич-
ные деформации (см. рис. 30). К северному поднятому крылу Балтий-
ского взброса приурочена приразломная асимметричная запрокинутая
к югу Фетхусская антиклиналь. Она хорошо выражена не только в за-
легании меловых и верхнеюрских отложений, образующих одноимен-
ную гряду, но и в унаследованном локальном поднятии четвертичных
террас Терека и Гизельдона. Южному, опущенному крылу разлома со-
ответствует Балтийская приразломная синклиналь; здесь мезозойские
отложения глубоко погружены и перекрыты мощными четвертичными
образованиями, выполняющими узкую продольную депрессию рельефа.
Некоторыми исследователями предполагается существование ана-
логичного «живого» разлома (взброса) и еще южнее — в основании
южного склона Скалистого хребта. В пользу этого как будто говорит
подпруживание долин Терека, Геналдона и Гизельдона перед входом
этих рек в каньон в Скалистом хребте. Однако грандиозная естествен-
ная плотина в долине р. Гизельдона у входа в Скалистый хребет, обра-
зованная обвально-оползневыми массами верхнеюрских известняков,
представляет явление, характерное для большинства крупных долин
северного склона Центрального Кавказа (Милановский, 1966) и не
175
требует для своего объяснения привлечения каких-то местных тектони-
ческих причин. В долине р. Терека перед входом в Джерахское ущелье
бурением установлено значительное (свыше 100 м) переуглубление
коренного ложа долины (Рейнгард, 1939), однако явные признаки
верхнечетвертичного переуглубления в виде существования чрезвычайно
широкой (до 0,5 км) плоской поймы, занимающей все дно долины,
сохраняются и ниже по течению — в Джерахском ущелье, т. е. в зоне
Рис. 30. Продольные профили долин Гизельдона, Терека и Камбилеевки
в зоне Владикавказского разлома. Штриховкой показана редантская
толща Q’3. Все отметки террас приведены в метрах. Составил Е. Е. Ми-
лановский
Скалистого хребта (см. рис. 28). Этот факт говорит против наличия
«живого» разлома в основании обрыва Скалистого хребта, но явно
указывает на то, что вся северная (внешняя) подзона северного крыла
в Терском пересечении оказалась вовлеченной в антропогене в диффе-
ренцированное погружение амплитудой до 100 м и более относительно
южной (внутренней) подзоны.
По мере движения к востоку относительное погружение северной
подзоны делается все более значительным и достигает максимума
в верховьях р. Камбилеевки. Благодаря погружению к востоку шарни-
ров приразломных Редантской и Балтийской депрессий и Фетхусской
антиклинали отвечающая последней гряда мезозойских известняков
(горы Фетхус, Известковая) понижается и скрывается на востоке под
покровом плейстоценового аллювия, выполняющего Тарскую наложен-
ную впадину. Эта впадина, таким образом, образуется на восточном
продолжении Редантской и Балтийской депрессий в результате их слия-
ния. Мощность верхне- и, возможно, среднеплейстоценовых отложений,
176
выполняющих Тарскую впадину, достигает, по данным В. А. Растворо-
вой и Е. М. Щербаковой (1963), 180 м, а р. Камбилеевка и ее притоки
врезаны в плоскую поверхность поздне-верхнеплейстоценовой террасы,
слагающей всю поверхность впадины, не более чем на 10—15 м. На-
копление этого мощного комплекса происходило в условиях затруднен-
ного стока, обусловленного подпруживающим влиянием длительных
подвижек по Владикавказскому взбросу; развитие последнего в антро-
погене выражено в долине р. Камбилеевки, у выхода ее из Тарской
котловины в зону Лысогорско-Тарской антиклинальной гряды исключи-
тельно эффектно в деформациях всей серии ранне- и поздне-верхне-
плейстоценовых террас (см. рис. 30). Проседание Тарской наложенной
впадины началось, видимо, лишь в плейстоцене, когда уже был выра-
ботан сильно расчлененный, близкий к куэстовому, денудационный
рельеф, и продолжалось до конца антропогена. К востоку от Тарской
впадины описанные выше продольные разломы и приразломные склад-
ки, как «живые» четвертичные структуры не продолжаются. Тарская
наложенная впадина, как и расположенные к юго-западу от нее Верх-
нетерская и Кельская наложенные впадины, а также большинство вул-
канических центров Казбекской области и Цхинвальского района,
приурочены к крупнейшей поперечной зоне тектонических наруше-
ний — зоне Казбек-Цхинвальского поперечного глубинного разлома.
Если погружение молодых продольных структур, расположенных
к югу от Владикавказского разлома, происходит к востоку от р. Те-
река, достигая максимума в Тарской впадине, то находящаяся к северу
от этого разлома Лысогорская антиклиналь испытывает поперечное
погружение, напротив, к западу от р. Терека. Оно достигает макси-
мума в междуречье Гизельдона и Фиагдона (р. Майрамадаг), где
предгорная гряда, сложенная третичными отложениями, сильно
понижается и, наконец, полностью скрывается под поверхностью
редантской террасы Q*. На этом участке констатируется процесс рас-
ширения к югу Осетинской впадины за счет краевой части Большого
Кавказа.
К востоку от Тарской впадины, между реками Ассой и Аргуном
новейший структурный план внешней подзоны несколько изменяется.
Структуры широтного простирания уступают место «общекавказским».
К ним относится система кулисообразно расположенных складок, сло-
женных мальмом, мелом и третичными отложениями. Складки при-
урочены к единой зоне запад-северо-западного — восток-юго-восточного
простирания, уходящей в пределы Терского краевого прогиба, где она
разделяет Осетинскую и Чеченскую впадины (Датых-Назрановская
диагональная складчатая зона). По мере движения к юго-востоку
складки этой зоны становятся все более приподнятыми, сменяют бра-
хиальную форму (Датыхская антиклиналь) на линейную (Ушкорт-
ская антиклиналь) и осложняются крутыми надвигами (с надвинутыми
к югу северными блоками), срезающими южные крылья антиклиналей.
В этих деформациях участвует единый в структурном отношении ком-
плекс пород от мальма до миоплиоцена, несогласно перекрытый верх-
ним плиоценом, чем доказывается предверхнеплиоценовый возраст
фазы наиболее интенсивных движений. Относительные высоты четвер-
тичных террас р. Ассы, описанных В. П. Ренгартеном (1925), испыты-
вают лишь постепенное возрастание вверх по долине.
К востоку от Датых-Назрановской антиклинальной зоны, парал-
лельно ей располагается выполненная палеогеном — средним миоценом
Шатойская синклиналь сундучного типа, которая расширяется и погру-
жается к северо-западу, в сторону Чеченской предгорной впадины. Не
исключено, что слабое унаследованное прогибание Шатойской синкли-
нали продолжалось и в антропогене, поскольку к участку пересечения
ее осевой зоны долиной р. Аргуна приурочено расширение последней
12 C73I	177
и локальное появление серии четвертичных террас (возможно, однако,
что это связано лишь с литологическим фактором — пересечением до-
линой Аргуна мягких пород майкопской серии). Относительная высота
нижнеплейстоценовой (VI) террасы р. Аргуна в зоне Шатойской синкли-
нами составляет, по данным В. В. Шелховского и А. Ф. Земченко, 250—
280 м. Следовательно, амплитуда последующего поднятия, вероятно,
достигает 350—400 м, а несколько южнее, где эта терраса поднимается
до 300 м — размах четвертичного поднятия увеличивается до 400—
500 м. При выходе р. Аргуна из гор в Чеченскую котловину нижне- и
среднеплейстоценовые террасы (VI—IV) погружаются под уровень
III верхнеплейстоценовой террасы, слагающей поверхность этой рав-
нины. Относительная высота III террасы при этом снижается от 35—
50 л в горах до 12—15 м и даже 4—6 м у северного края котловины,
II террасы — от 25—30 м до 2—5 м, а I террасы — от 12—15 м до
1—2 м.
Лежащий восточнее долины р. Аргуна средний, Северо-Дагестан-
ский участок внешней подзоны отличается наибольшей шириной, до-
стигающей в Сулакском пересечении 80 км, и сложностью новейшей
тектоники. В поперечном направлении этот участок отчетливо разде-
ляется на две складчатые ступени: северную Буйнакскую ступень,
сложенную на поверхности преимущественно палеогеновыми и миоцено-
выми отложениями (мел и мальм вскрываются лишь в ядрах единич-
ных складок), и южную—-ступень Известнякового Дагестана, сложен-
ную в основном отложениями мела, мальма (а кое-где и доггера)
с останцами палеогена и миоцена, сохранившимися в нескольких син-
клиналях. На обе ступени наложено молодое поперечное поднятие Да-
гестанского клина с осью, совпадающей с долиной Сулака.
Выше было показано, что северная Буйнакская ступень в олигоце-
не — миоцене, очевидно, представляла собой участок южной внутренней
зоны Терского краевого прогиба, заполнявшийся толщами нижних
моласс, который в позднеорогенную стадию испытал складчатость, был
вовлечен в поднятие порядка 0,5—1 км и вошел в состав северного
крыла сооружения Большого Кавказа.
Напротив, южная ступень Известнякового Дагестана, по-види-
мому, с самого начала орогенного этапа — с олигоцена принадлежала
северному крылу сооружения Большого Кавказа, но временами, вплоть
до нижнего сармата включительно в моменты максимальных транс-
грессий все же перекрывалась маломощными миоценовыми осадками,
лежащими трансгрессивно, но без углового несогласия, на породах
верхнего мела. В позднеорогенную стадию была создана в ее совре-
менном виде складчатая структура Известнякового Дагестана, и эта
ступень испытала поднятие средней амплитудой 2—3 км. Складчатость
Известнякового Дагестана, ее морфология, возраст и происхождение
наиболее полно рассмотрены А. Е. Криволуцким (1954), А. А. Сорским
и В. Н. Шолпо (1962). Структура верхнеюрских и меловых отложений
(а также третичных, сохранившихся в некоторых синклиналях) харак-
теризуется многочисленными крупными складками общекавказского
простирания, обычно брахиморфными и кулисно подставляющими друг
друга. Некоторые складки приближаются к линейным, но заметно
ундулируют Амплитуда складок составляет в среднем 1,5—2,5 км, ши-
рина 5—10 км. В поперечном сечении антиклиналям свойственна
отчетливо выраженная коробчатая (сундучная) форма; синклинали,
напротив, могут быть как коробчатыми (корытообразными), так и
(в случае их узости) — острыми, килевидными (например, Гергебильская
синклиналь), как бы зажатыми между широкими сундучными антиклина-
лями (рис. 31). Широкие, плоские своды антиклиналей нередко осложня-
ются отдельными куполовидными вздутиями. На перегибах от крыльев к
плоским сводам антиклиналей часто возникают вторичные узкие гребне-
178
видные складки («уши»), которые могут осложняться разрывами, за-
тухающими с глубиной. Как правило, складки характеризуются
симметричной или близкой к ней формой. Крупные региональные раз-
рывы для зоны Известнякового Дагестана нехарактерны. А. А. Сор-
пкий и R И ТТТлппл отметили лисгапмонию складчатой структуры меж-
Апак-Меэрская антиклиналь	АнЯиГ!гкг№
Уллучаринская
антиклиналь
Акушинская Дийбукская Хаджалмахинская
синклиналь антиклиналь синклиналь
0 12 3 4 5 км
Рис. 31. Геологические профили через зоны Известнякового Дагестана и третичных г
А. Е. Криволуцкий, В.
i разрывами, за-
характеризуются
;гиональные раз-
рны. А. А. Сор-
CTDVKTVDbi меж-
тиклчналь
be тли
XТУГ2-------
р. Андийское
Койлу
Jgbt+Dj
хр.Салатау
ХаВумский Мишплинская
кцпол антиклиналь
укая	Ирганайская
аль	антиклиналь
р. Аварские
Коасу
3o8lL Wowj^SA x" ~~
	3gbt+bJ
Экибулакская терраса.
Хребет	Кумторкы
Запели	Чем-Аум	хребе
Мзатлинская	„
Урми>хкая синклиналь Кадарскт антиклиналь синклиналь ЗльВамское Вусмлс^	Хребет г Тарки
г.Кукут-fiauj Карат-Тк/де
Дийбукская Хаджалмахинская
антиклиналь синклиналь
Мугринская
антиклиналь
бутры	2. Тумрила-даг
Сг,	Сг,
О 1 2 3 У 5 км
Ахладжикенткая Селли-Байкенезская Каранай-Аульская
синклиналь антиклиналь Синклиналь

Известнякового Дагестана и третичных предгорий Южного Дагестана. Составили Р. С. Безбородов, Д. М. Ибрагимов,
А. Е. Криволуцкий, В. А. Николенко (1958)
Мугринская
антиклиналь
ых предгорий Южного Дагестана. Составили Р. С. Безбородов, Д. М. Ибрагимов,
й, В. А. Николенко (1958)
видные складки («уши»), которые могут осложняться разрывами, за-
тухающими с глубиной. Как правило, складки характеризуются
симметричной или близкой к ней формой. Крупные региональные раз-
рывы для зоны Известнякового Дагестана нехарактерны. А. А. Сор-
окин и В. Н. Шолпо отметили дисгармонию складчатой структуры меж-
ду комплексом относительно «жестких» существенно карбонатных
отложений верхней юры и мела, для которых характерны описанные
выше крупные коробчатые складки, и подстилающим комплексом более
пластичных песчано-глинистых пород доггера и верхнего лейаса, обна-
жающимся в ядрах наиболее эродированных антиклиналей. Для этого
комплекса характерна более сложная и мелкая складчатость с разры-
вами вдоль осевых поверхностей отдельных сильно сжатых складок.
Наблюдается нагнетание глинистого вещества под сводовые части
антиклиналей вышележащего карбонатного комплекса. Все эти факты
позволяют А. А. Сорскому и В. Н. Шолпо сделать вывод о том, что
коробчатая складчатая структура Известнякового Дагестана не обус-
ловлена блоковым характером дифференцированных подвижек жестко-
го фундамента, т. е. не связана с «глыбовой» (по В. В. Белоусову) или
«штамповой» (по В. В. Бронгулееву) складчатостью, а в основном
определяется различиями механических свойств относительно «жестко-
го», существенно карбонатного комплекса пород мальма и мела и ни-
жележащего более пластичного комплекса нижне-среднеюрских отло-
жений, в котором происходило довольно значительное внутрипластовое
и внутриформационное перераспределение (течение) вещества.
Время наиболее интенсивного складкообразования падает на начало
неотектонической стадии, т. е. на конец миоцена — средний плиоцен,
поскольку палеогеновые и даже миоценовые отложения, до нижнего
сармата включительно в пределах синклиналей дислоцированы кон-
формно с меловыми и наклонены на их крыльях местами до 80—85°
(Акушинская синклиналь). Некоторые исследователи (Криволуцкий,
1954) считают поэтому складчатость Известнякового Дагестана цели-
ком или почти целиком послесарматской. Совпадение участков накоп-
ления более мощных меловых и нижнепалеогеновых отложений с син-
клинальными прогибами современной структуры, которое могло бы
указывать на более раннюю конседиментационную складчатость, пред-
ставляет, по его мнению, хотя и довольно распространенное, но не об-
щее явление.
А. А. Сорский и В. Н. Шолпо, напротив, пришли к выводу, что сов-
ременным крупным складкам, как правило, соответствуют зоны мень-
шего или большего прогибания, наметившиеся в меловое время и ска-
завшиеся в распределении мощностей отложений, рельефе дна верхне-
мелового моря, в развитии подводно-оползневых явлений на крыльях
относительных поднятий в верхнем мелу и палеогене (Москвин и Семи-
хатов, 1956) и т. п. После прекращения общего интенсивного опускания
области Известнякового Дагестана, в третичное время антиклинали
начинают подвергаться эрозии, а в синклиналях продолжается седи-
ментация. Возникающее при этом неравенство нагрузок при инверсион-
ном распределении плотностей нижнего и верхнего комплексов мезо-
зойского разреза приводит в действие механизм внутриформационного
перераспределения песчано-глинистого материала в нижне- и средне-
юрских отложениях: этот материал начинает выжиматься из-под син-
клиналей и нагнетаться в ядра антиклиналей. Ранее возникшие очень
пологие конседиментационные складки становятся гораздо более резко
выраженными, а в массивных, жестких толщах мальма и мела приоб-
ретают свойственный последним коробчатый характер. Пластическое
перераспределение материала происходит также и внутри верхнеюр-
ской толщи, в которой пластичное вещество гипсов начинает отжи-
маться со сводов антиклиналей в места резкого перегиба слоев, где
12*
179
создаются дополнительные гребневидные складочки («уши»). Наиболь-
шей интенсивности этот процесс достиг в послесарматское время.
Развиваемые А. А. Сорским и В. Н. Шолпо представления об уна-
следованности верхнетретичных постседиментационных складчатых де-
формаций от эмбриональных конседиментационных складок, заложен-
ных еще в меловое время, и о связи морфологии складчатости
Известнякового Дагестана с механизмом нагнетания вещества пластич-
ных комплексов в ядра антиклиналей являются достаточно убедитель-
ными. Менее ясным остается вопрос о природе складчатости Извест-
някового Дагестана. А. А. Сорский и В. И. Шолпо связывают ее
исключительно с дифференциальными вертикальными движениями,
происходившими в меловое и третичное время, причем интенсивность
роста складок (в вертикальном направлении) была, по их мнению,
в третичное время лишь вдвое больше, чем в мелу. Однако, если
учесть, что складкообразовательные движения происходили в третич-
ное время не равномерно, а в основном проявились с конца сармата
и до акчагыла, т. е. на протяжении не более 7—8 млн. лет, то окажет-
ся, что интенсивность роста складок была в эту фазу, в действитель-
ности, не в 2 раза, а, по крайней мере, в 15—20 раз больше, чем в
мелу — миоцене. Эта фаза была временем интенсивной складчатости
и во многих других периферических зонах Большого Кавказа, резко
отличающихся по морфологии и возможному механизму складкообра-
зования от Известнякового Дагестана. Следовательно, можно допустить
общую причину резкого усиления складкообразовательных движений
в конце миоцена — среднем плиоцене для периферических зон соору-
жения Большого Кавказа.
Буйнакская ступень, сложенная в основном палеогеновыми и мио-
ценовыми отложениями, связана со ступенью Известнякового Дагеста-
на довольно плавным переходом. Складчатая структура этой ступени
проще, крупные, сильно ундулирующие брахиморфные складки более
пологи и округлы в поперечном сечении (особенно синклинали), чем
в Известняковом Дагестане. Некоторые элементы коробчатости прояв-
ляются лишь в отдельных брахи- и куполовидных антиклиналях (Ха-
думская, Эльдамская, Куруттауская). Для некоторых из них (например,
Хадумского купола) отмечаются признаки дифференцированного под-
нятия уже в верхнемеловое время. Однако основная фаза формирова-
ния современной складчатой структуры Буйнакской ступени, судя по
участию в ней тектонически единого комплекса мезозойских, палеоге-
новых и миоценовых отложений, и резко несогласного налегания на
нее верхнего плиоцена — падает на конец миоцена — средний плиоцен,
т. е. оказывается одновременной с наиболее интенсивным складкообра-
зованием в более южной ступени.
Складки Буйнакской ступени лежат на простирании складок более
западного и более восточного участков внутренних зон Терского крае-
вого прогиба и служат непосредственным связующим звеном между
ними, резко приподнятым, по-видимому, в основном уже после их фор-
мирования, т. е. в позднем плиоцене и их антропогене. Наиболее
интенсивно был приподнят средний поперечный участок Буйнакской
ступени, в пределах которого лежат Хадумская и Салатауская анти-
клинали (поднятие «Дагестанского клина»), В. Д. Скарятин (1964)
установил, что интенсивное воздымание поперечной зоны «Дагестан-
ского клина» сопровождалось возникновением в его испытывающей
растяжение сводовой части субмеридиональной зоны повышенной тре-
щиноватости, отчетливо выявляемой на аэрофотоснимках. Приурочен-
ность к оси поперечного поднятия крупнейшей и, несомненно, древней
антецедентной долины Северного Дагестана — р. Сулака явно указы-
вает на его молодость. По-видимому, наиболее интенсивно оно выдви-
галось в позднем плиоцене и продолжало расти в антропогене. Ампли-
180
туда воздымания в зоне этого поперечного поднятия, судя по
относительным высотам бакинских террас р. Судака, достигающим
330—380 м (Лилиенберг, 1961), составляет, начиная с раннего плейсто-
цена, не менее 500 м, со среднего — до 300 м, и с позднего — более
50 м.
Сочленение Буйнакской ступени с прилегающим с севера участком
Терского краевого прогиба осуществляется посредством огромной Су-
дакской флексуры, осложненной взбросами и надвигами с надвиганием
масс к югу, в сторону поднятого крыла, т. е. здесь мы видим тот же
структурный «мотив», что и в зоне Осетинских надвигов. Наибольшей
крутизны и амплитуды (до 4 км) эта флексура достигает на участке
северного ограничения поперечного поднятия «Дагестанского клина»
в полосе долины р. Судака.
Самый восточный — Южно-Дагестанский участок внешней подзо-
ны северного крыла поднятия Восточного Кавказа — между хр. Лес на
северо-западе и долиной Самура на юго-востоке — отличается от опи-
санного выше Северо-Дагестанского участка гораздо большей узостью
(около 30 м) и простотой новейших движений. В структурном отно-
шении он отвечает Мугринскому или Уллучайскому антиклинорию, пе-
режившему основные складкообразовательные движения в конце сред-
ней — начале верхней юры. В неотектонической стадии этот участок
испытал слабодифференцированные поднятия амплитудой до 2,5—3 км
в виде единой ступени, осложненной пологим антиклинальным взду-
тием, выраженным в рельефе в виде хр. Джуфудаг, и переходящей
к северо-востоку в пологую флексуру амплитудой до 1,5 км, связываю-
щую поднятие Большого Кавказа со слабоприподнятым Южно-Даге-
станским участком Терского краевого прогиба. Амплитуда воздымания
с начала верхнего плиоцена, судя по высотам останцов ингрессивно
залегающего морского акчагыла в долинах рек Чирах-чая и Рубас-чая,
в верхней части этой флексуры составляет 1,2—1,4 км, а западнее,
в зоне хр. Джуфудаг, вероятно, около 2 км. Амплитуда четвертичных
поднятий достигает несколько сотен метров.
Южное крыло. Зона южного крыла обладает значительной шири-
ной (30—40 км) лишь в западной части Восточного сегмента Большого
Кавказа, между верховьями рек Большой Лиахвой и Алазани. В текто-
ническом отношении она принадлежит Чиаурскому флишевому синкли-
норию и обрамляющему его с юга узкому Дзау-Кахетинскому шовно-
му антиклинорию. Запрокинутая на юг интенсивно складчатая, вплоть
до изоклинальной, структура флишевого комплекса была, по-видимому,
создана в течение раннеорогенной стадии. В новейшей структуре
большая часть описываемого участка южного крыла представляет ши-
рокую, очень слабо покатую к югу Арагвинскую тектониче-
скую ступень, поднятую с конца миоцена от 2 км в южной до 2,5—
3 км в северной части. Подобный характер новейшей деформации уста-
навливается на основании анализа горного рельефа этой ступени, выра-
ботанного в литологически однородных флишевых толщах с хорошо
выдержанными, почти одновысотными водораздельными гребнями, со-
хранившими останцы древней денудационной поверхности. Неотчетли-
вая флексура амплитудой до 0,5 км ограничивает Арагвинскую ступень
с севера, со стороны поднятия Главного хребта Восточного Кавказа.
На юге, от Карталинской межгорной впадины ее отделяет весьма зна-
чительная по суммарной вертикальной амплитуде (до 3 км) система
сближенных молодых разрывных нарушений типа взбросов и крутых
надвигов со смещением масс к югу (Хевкрильский, Жинванский надви-
ги В. П. Ренгартена, 1932); она является выражением в новейшей
структуре одной из крупнейших зон глубинных разломов Кавказа —
Кахетино-Лечхумской шовной зоны. На рассматриваемом отрезке узкая
Дзау-Кахетинская зона в течение юры и мела играла роль южного
181
борта геосинклинали, в палеогене, напротив, испытала интенсивное
погружение (в нее был оттеснен с севера флишевой прогиб), а в нео-
гене—антропогене приобрела значение зоны сочленения поднятия
Большого Кавказа на севере и Карталинской впадины на юге (Мила-
новский, 1962). Надвигание сооружения Большого Кавказа на послед-
нюю, возможно, связано с предполагаемым В. В. Белоусовым механиз-
мом «гравитационного разваливания» горного поднятия при его
интенсивном воздымании, и надвиги этой зоны могут переходить книзу
в крутые разломы.
Западным продолжением Арагвинской ступени служит северная
часть южного крыла Центрального Кавказа — Абхазско-Сванетская
ступень. Их границей служит зона Казбек-Цхинвальского поперечного
глубинного разлома северо-восточного простирания. На рассматривае-
мом участке эта зона выражена в неотектонической структуре в виде
поперечного флексурного перегиба амплитудой около 0,5 км с относи-
тельно поднятым западным крылом. К ней же приурочены многочис-
ленные центры вулканических извержений верхнеплейстоценового и го-
лоценового возраста, образующие Кельский вулканический район в се-
верной части южного крыла Большого Кавказа, а к ее пересечению
с Дзау-Кахетинской шовной зоной — плейстоценовые центры Джавско-
го вулканического района в южной части этого крыла. Мощные извер-
жения, происходившие в позднем плейстоцене в Кельском районе, со-
провождались вулкано-тектоническим проседанием с относительной
амплитудой до нескольких сотен метров, в его восточной части, очевид-
но, связанным с разгрузкой близповерхностного периферического маг-
матического очага.
Напомним, что несколько северо-восточнее в связи с извержением
огромного вулкана Кабарджина и его сателлитов образовалась анало-
гичная Верхнетерская вулкано-тектоническая впадина; далее к северо-
востоку на пересечении зоны Казбек-Цхинвальского поперечного и Каз-
бекского продольного разлома расположен вулкан Казбек с его сател-
литами, а еще северо-восточнее — Тарская наложенная впадина.
Таким образом, Казбек-Цхинвальская поперечная зона глубинного раз-
лома проявляет себя в виде молодых локальных тектонических нару-
шений (флексур, разломов, наложенных впадин и т. д.), многочислен-
ных центров вулканической активности и связанных с ними
вулкано-тектонических депрессий по всей ширине Восточного Кавказа
от южного до северного борта. В конце плиоцена — начале плейстоцена
проявлял активность лишь центральный участок этой поперечной зоны
(район Казбека), а в средне- и позднечетвертичное время приобрели
значительную подвижность и его более северный, а также южный учас-
ток, где возникли многочисленные новые вулканические центры. Вся
полоса Казбек-Цхинвальского глубинного разлома представляет зону
исключительно высокой (в масштабах Кавказа) сейсмической актив-
ности. Казбек-Цхинвальский глубинный разлом продолжается и в
смежные районы Предкавказья и Закавказья. На пересечении его се-
веро-восточного продолжения с Сунженским глубинным разломом рас-
положен Грозненский вулканический центр, а к его юго-западному
продолжению в пределах Закавказской межгорной зоны приурочен
Цхинвальский район миоплиоценовых извержений и одноименная флек-
сура, ограничивающая с запада Карталинскую межгорную впадину.
Возможно, что он продолжается и далее к юго-западу, в Аджаро-Три-
алетскую зону, где к нему приурочен почти прямолинейный отрезок
долины р. Куры между городами Ахалцихе и Хашури. Следователь-
но, Казбек-Цхинвальский поперечный глубинный разлом представляет
одну из крупнейших зон глубинных тектонических нарушений Кав-
каза, получившую особенно резкое выражение в позднеорогенной
стадии.
182
Простая структура Арагвинской ступени в ее юго-восточной части
осложняется наложением на нее в четвертичное время небольшой Тиа-
нетской впадины, выполненной мощными плейстоценовыми аллювиаль-
ными отложениями р. Алазани и ее притоков. Все эти долины в районе
сел. Тианети оказались в результате локального проседания сильно
переуглубленными. Возникновение Тианетской наложенной впадины,
лежащей на западном продолжении оси более обширной Алазанской
впадины, связано, по-видимому, с процессом постепенного разрастания
последней к западу и поглощением ею новых участков южного крыла
поднятия Восточного Кавказа. Далее к востоку, на меридиане вер-
ховьев р. Алазани Арагвинская ступень испытывает резкое поперечное
флексурообразное (?) погружение амплитудой более 2 км, и слагаю-
щие ее сильно смятые мезозойские флишевые отложения скрываются
под верхнеплиоценовыми и четвертичными молассами Алазанской впа-
дины, наложенной на большую часть южного крыла Восточного Кав-
каза. В опускание не была вовлечена лишь полоска северного края Чиа-
уро-Дибрарского флишевого синклинория, играющая в новейшей
структуре роль узкого южного крыла поднятия Восточно-
го Кавказа. Ширина его — от водораздела до края Алазанской впа-
дины— не превышает 15—20 км. В пределах этой сохранившейся зоны
южного крыла на отрогах Главного водораздельного хребта Э. Ш. Ши-
халибейли (1953, 1956) отмечает фрагменты ступенчато расположенных
поверхностей выравнивания на высотах 1,2—1,6 км (Дибрарская),
2,1—2,5 км (Ковдагская), 2,8—3,2 км (Салаватская поверхность). Аб-
солютные высоты каждой из них возрастают от подножия к главному
водоразделу, свидетельствуя о сводообразном характере поднятия
Главного хребта. Возраст этих поверхностей Э. Ш. Шихалибейли
условно определяет как предбакинский (?), нижнеапшеронский и сред-
неплиоценовый, однако надежных критериев для этой датировки
^пока нет.
Молодых активных продольных разломов в пределах южного кры-
ла поднятия на поверхности не установлено, но рядом исследователей
предполагается наличие зоны крупного молодого разлома глубинного
заложения, проходящего по северному краю Алазанской впадины под
чехлом аллювиальных и пролювиальных четвертичных отложений.
В пользу его существования приводится приуроченность к этой полосе
цепочки эпицентров 6—7-балльных землетрясений — Кукташенские,
Варташенские, Закательские, Белоканские, Лагодехские, Кахетинские.
(Бюс и Рубинштейн, 1956). Однако особенности строения долин южно-
го склона Восточного Кавказа — их резкое воронкообразное расшире-
ние у выхода из гор в Алазанскую впадину, мощное развитие аккуму-
лятивных аллювиальных и пролювиальных образований, широкие
полосы которых глубокими языками ингрессивно вдаются в зону юж-
ного склона Главного хребта, явные признаки сильного переутлубления
этих долин — свидетельствуют о продолжающемся в четвертичное вре-
мя расширении Алазанской впадины за счет поднятия Восточного Кав-
каза. Поэтому высокую сейсмическую активность пограничной зоны
можно скорее связать не с подъемом Большого Кавказа по гипотети-
ческому разлому относительно Алазанской впадины, а, напротив, с во-
влечением краевой зоны Большого Кавказа в относительное опускание.
Своеобразным элементом новейшей структуры южного крыла Во-
сточного Кавказа является Кахетинское поднятие, выраженное в релье-
фе Кахетинским и Циви-Гомборским хребтами. В основном оно возник-
ло в пределах Кахетино-Лечхумской шовной зоны, для которой
характерна высокая подвижность и изменчивость знака движений в те-
чение всего альпийского цикла. Морфологически Кахетинское поднятие
представляет довольно узкий (от 10 до 20 км) и длинный (около 80 км)
вал общекавказского простирания, отделяющий основную, унаследо-
183
ванную часть Среднекуринского межгорного прогиба от Алазанской
наложенной впадины. Поднятие сужается к востоку, а на западе при-
членяется к зоне сочленения Арагвинской ступени с Карталинской
впадиной. В строении Кахетинского поднятия участвуют два структур
пых яруса: нижний, сложенный сильно смятыми, часто опрокинутыми
и чешуйчато надвинутыми на юг преимущественно флишевыми или
флишоидными толщами мела и палеогена (из-под которых кое-где
выступают породы юры) и облекающий это складчатое основание верх-
ний ярус, выраженный толщами неогеновых моласс, которые слагают
крылья и восточную периклиналь крупной, довольно пологой и просто
построенной новейшей антиклинали. На ее юго-западном крыле раз-
виты как миоценовые, так и плиоценовые образования, тогда как на
северо-восточном крыле мезозойско-палеогеновое складчатое основание
резко несогласно перекрывают грубообломочные континентальные тол-
щи верхнего плиоцена. В сводовой части Кахетинского поднятия сум-
марное новейшее воздымание превышает 2 км, а может быть и 2,5 км.
К юго-востоку амплитуда его постепенно снижается.
История тектонического развития Кахетинского поднятия в позд-
неорогенной стадии сложна и интересна. Вначале ее зона нынешнего
Кахетинского поднятия, вместе с Алазанской впадиной, представляла
непосредственное восточное продолжение Арагвинской ступени, т. е.
часть южного крыла поднятия Восточного Кавказа; в это время, ве-
роятно, завершалось формирование сложной складчато-надвиговой
структуры мезозойско-палеогенового комплекса *. По южному краю
Кахетинской зоны и далее к востоку по южному краю нынешних Крас-
поконодского и Бюргютинского выступов мезозойского основания Ку-
ринской впадины проходила резкая, контролируемая зоной активного
глубинного разлома граница с областью накопления морских нижних
моласс, а с конца сармата — более грубых лагунно-континентальных
верхних моласс. В позднем плиоцене в связи с расширением Среднеку-
ринской впадины к северу зона Кахетинского поднятия и южная часть
Алазанской впадины были втянуты в погружение и перекрыты сплош-
ным чехлом грубообломочных аллювиально-пролювиальных и, может
быть, флювиогляциальных образований — продуктов размыва южного
склона Большого Кавказа. В антропогене зона Кахетинского поднятия
окончательно обособилась от смежных зон, испытала новое, резко диф-
ференцированное воздымание и приобрела современную антиклиналь-
ную структуру. В ходе воздымания чехол верхнеплиоценовых моласс
в сводовой части поднятия был полностью размыт. Алазанская нало-
женная впадина в антропогене оказалась оттесненной к северо-востоку
и полуизолированной от основной части Куринского межгорного про-
гиба.
Кахетинское поднятие представляет район Кавказа, отличающийся,
по-видимому, максимальной амплитудой и скоростью воздымания
в антропогене. Ее можно грубо оценить в среднем в 2 км за 500 тыс.
лет, или 4 мм/год. Эта цифра приближается к максимальным скорос-
тям современных вертикальных движений, установленным на Кавказе
повторными геодезическими измерениями. Вероятно, с высокими тем-
пами четвертичного воздымания связано интенсивное проявление в рас-
сматриваемой зоне различных гравитационных, в частности оползне-
вых процессов.
* Н. Б. Вассоевичем (1940) было установлено существование в Кахетинской зоне
тектонических покровов, по-видимому, гравитационного происхождения, состоящих из
перемещенных к югу, из Чиаурской зоны флишевых толщ мела и нижнего палеогена
(Чинчвельтский покров и др.). Покровные перемещения относятся, скорее всего, к мио-
плиоценовому времени. Однако некоторыми исследователями наличие столь крупных
покровных структур в Кахетии ставится под сомнение
.184
Юго-Восточный Кавказ
Юго-Восточный сегмент Большого Кавказа, узкий (до 50—60 км)
и короткий (менее 150 км), по структуре, истории развития, характеру
рельефа и новейшим тектоническим движениям весьма сходен с Севе-
ро-Западным сегментом этого горного сооружения. Амплитуда новей-
шего воздымания в западной части Юго-Восточного Кавказа составляет
около 3—3,5 км, а к востоку постепенно снижается до нуля на побе-
режье Каспия, где происходит периклинальное погружение сооружения
Большого Кавказа.
Резкая северная граница Юго-Восточного Кавказа с Кусарским
краевым прогибом почти на всем протяжении проходит по региональ-
ному длительно развивавшемуся Сиазанскому разлому типа взброса
с относительно поднятым на несколько километров (до 3—5 км) юж-
ным, надвинутым крылом. Западная граница Юго-Восточного Кавказа
несколько условно проводится по линии Вандам — Салаватскнй пере-
вал, несколько восточнее гор Тфан и Шахдаг; к востоку от нее абсо-
лютные высоты и амплитуда новейшего воздымания осевой зоны Боль-
шого Кавказа зоны Главного хребта (или Тфанского антиклинория)
заметно снижаются, а роль оси новейшего поднятия и главного водо-
раздела переходит к более южным зонам горного сооружения. Южная
граница Юго-Восточного Кавказа является менее резкой, чем северная,
и может проводиться по-разному в зависимости от критериев, принятых
для ее установления. Мы понимаем под Юго-Восточным Кавказом
лишь ту область, которая, подобно другим сегментам сооружения
Большого Кавказа, к началу позднеорогенной стадии являлась звеном
мегантиклинория и в течение всей этой стадии целиком представляла
собой зону абсолютного поднятия. Исходя из этого принципа, мы про-
водим южную границу Юго-Восточного Кавказа по линии Вандам —
Исмаиллы — Шемаха — Сумгаит, т. е. по южному борту Вандамской,
а восточнее — Ковдаг-Сумгаитской зоны, или вдоль южной границы
выходов мезозоя. Мы не включаем в пределы Юго-Восточного Кавказа
лежащую южнее территорию Кобыстана, сложенную третичными отло-
жениями, ибо она, как и Апшеронский полуостров, в начале поздне-
орогенной стадии в основном еще испытывала погружение и лишь по-
степенно отдельными участками вовлекалась в воздымание и причле-
нялась к поднятию Юго-Восточного Кавказа. Территория Кобыстана,
Апшеронского полуострова и прилегающая к ним с востока часть аква-
тории Каспия объединяются нами в качестве Апшероно-Кобыстанской
периклинальной зоны.
Складчатая структура Юго-Восточного Кавказа, выраженная не-
сколькими относительно узкими антиклинориями и синклинориями, на
большей части его площади в основном была сформирована в резуль-
тате предверхнеюрских, меловых, палеогеновых и миоценовых тектони-
ческих движений и в дальнейшем, в течение позднеорогенной стадии
(в конце миоцена и плиоцене) испытала лишь частные усложнения.
В этом также заключается существенное отличие неотектоники Юго-
Восточного Кавказа (в нашем понимании) от Кобыстано-Апшеронской
области, где складкообразование всецело падает на новейшую стадию.
В пределах Юго-Восточного Кавказа в течение этой стадии происхо-
дило, главным образом, сводово-глыбовое воздымание сравнительно
умеренной интенсивности, сопровождаемое крупными подвижками по
ограничивающим и рассекающим его продольным и поперечным разло-
мам глубокого заложения. Таким образом, в новейшей структуре Юго-
Восточного сегмента Кавказа, как и Северо-Западного, довольно отчет-
ливо отражается глыбовый характер структуры и движений
фундамента; последний был выявлен и для более ранних стадий аль-
пийского цикла (В. Е. Ханн, А. М. Шурыгин, А. В. Вихерт и др.).
185
Прямыми геологическими свидетельствами новейших движений мы
располагаем главным образом для прибортовых зон поднятия Юго-
Восточного Кавказа и его восточного окончания, где на разных высотах
сохранились останцы верхнемиоценовых и плиоценовых отложений, а на
южном крыле — также несколько тектонических покровов плиоценово-
го возраста. Для большей же части Юго-Восточного Кавказа, сложен-
ной сложно дислоцированными толщами юры, мела, палеогена, и от-
части низов миоцена,— мы вынуждены при анализе неотектоники
использовать в основном геоморфологические критерии. Главными сре-
ди них являются распространение и гипсометрическое положение целой
серии денудационных поверхностей неогенового и раннечетвертичного
возраста, изученных и описанных в ряде работ В. Е. Хайна, В. А. Грос-
сгейма (1953), Э. Ш. Шихалибейли (1953), Н. В. Думитрашко.
Д. А. Лилиенберга и Б. А. Будагова (1961), Д. А. Лилиенберга (.1957,
1962) и др. Последними тремя авторами на Юго-Восточном Кавказе
выделяются следующие поверхности: Шахдагская (3500—4200 м) с дву-
мя уровнями — верхним и нижним, Салаватская (2800—3200 Л1), Ков-
дагская (Тахтаэйлагская)—2000—2500 м, Дибрарская *	(1400—
1900 Л1), Чухуртъюртская (1200—1300 Л1), Шемахинская, Хизинская
и их аналоги (500—1000 м).
Как правило, эти поверхности разделяются уступами эрозионно-
тектонического или эрозионного происхождения, что исключает пред-
положение о деформации первоначально единого пенеплена и свиде-
тельствует об их разновозрастности. Они были выработаны в процессе
неравномерного во времени роста и разрастания поднятия Юго-Во-
сточного Кавказа в результате деятельности морской абразии, эрозии
и других денудационных факторов. В первом случае они вырабаты-
вались почти на уровне моря (это относится главным образом к Шах-
дагской поверхности), в других случаях — могли первоначально возвы-
шаться над ним до нескольких сотен метров. Это необходимо учиты-
вать при использовании современной гипсометрии реликтов денуда-
ционных поверхностей для суждения об амплитуде и форме поднятия
Юго-Восточного Кавказа со времени их формирования.
Остатки двух наиболее высоких и древних поверхностей сохрани-
лись лишь на незначительных участках самого высокогорного запад-
ного участка Юго-Восточного Кавказа и смежного участка Восточного
Кавказа в пределах Главного хребта и его северных отрогов. Выра-
ботка Шахдагской поверхности (ее нижнего уровня), к которой приу-
рочены на массиве Шахдаг останцы прибрежно-морского верхнего
сармата, несомненно, относится к сармату. Салаватская поверхность,
по-видимому, имеет мэотический или понтический возраст.
Две более низкие поверхности — Ковдагская и Дибрарская (Тах-
таэйлагская), сохранились значительно лучше. Их многочисленные глу-
боко расчлененные эрозией останцы с платообразным и холмистым
рельефом распространены главным образом вдоль более восточного
участка водораздельной зоны Юго-Восточного Кавказа, между горами
Ковдаг и Дибрар (которые относятся к Ковдагской поверхности): ин-
тенсивное воздымание этого участка началось позднее (с позднего
плиоцена), но все же достигло 1,5—2,5 км. Эпоху значительной плана-
ции, с которой связана выработка Ковдагской поверхности, скорее все-
го, можно сопоставить со временем акчагыльской трансгрессии, а эпо-
ху формирования Дибрарской поверхности — с нижним — средним
апшероном (Лилиенберг, 1962).
Чухуртъюртская денудационная поверхность сохранилась в виде
еще более обширных и многочисленных останцов как на обоих склонах
* Название «Дибрарская поверхность» — неудачное, так как сама гора Дибрар
принадлежит более высокой — Ковдагской поверхности.
186
Юго-Восточного Кавказа, так и в самой восточной части его водораз-
дельной зоны к востоку от горы Дибрар. Возраст ее, по-видимому, отве-
чает концу плиоцена (позднему апшерону), поскольку в нее врезана
терраса бакинского возраста. Это позволяет оценить масштаб после-
дующего четвертичного поднятия восточного окончания сооружения
Большого Кавказа примерно в 1 км. Самая низкая денудационная
поверхность — Шемахинская — выражена в виде обширных расчленен-
ных плато, приуроченных к периферическим зонам обоих склонов
Юго-Восточного Кавказа. Она срезает дислоцированные акчагыльские,
а местами и бакинские отложения, перекрываясь галечниками гюргян-
ского (т. е. нижнехазарского) возраста и, очевидно, относится к ранне-
му плейстоцену.
Интересные данные о верхнеплиоценовых и четвертичных тектони-
ческих деформациях дает также изучение реликтов древних речных
долин и гипсометрии речных и морских террас.
На основе всех этих данных новейшую тектонику Юго-Восточного
Кавказа можно кратко охарактеризовать следующим образом. Как в
древней, так и в новейшей структуре Юго-Восточного Кавказа выявляет-
ся ряд ступеней, разделенных длительно развивающимися продольными и
диагональными разломами или флексурами и расчлененных зонами
поперечных нарушений на отдельные блоки или сегменты. В неотекто-
нической стадии эти ступени и блоки сохраняли свою индивидуальность,
испытывая воздымание различной интенсивности, в общем убывающее
по амплитуде запаздывающее во времени от осевой зоны Юго-Восточ-
ного Кавказа в стороны его северной и южной периферии и по простира-
нию Юго-Восточного Кавказа — с запада на восток.
В самой западной части Юго-Восточного Кавказа наиболее подня-
той (до 3—3,5 км) в новейшей стадии ступенью является ступень Глав-
ного хребта, или Тфанская, к которой приурочены остатки древнейшей
денудационной поверхности — Шахдагской; к востоку она быстро су-
жается, понижается и окончательно обрывается по зоне поперечного
Гирдыманчайского глубинного нарушения, пересекающего весь Юго-
Восточный Кавказ по линии, соединяющей долины рек Гирдыманчая
на юге и Вельвеличая на севере.
На севере к Тфанской ступени примыкает Шахдагско-Хизинская
(Конахкендская, по Шурыгину, 1961) ступень. В самой западной ее
части, отнесенной нами еще к Восточному сегменту Кавказа (район
массива Шахдаг), новейшее воздымание началось так же рано, как и
в Тфанской ступени, и не уступало последней по своей амплитуде
(3,5 км). Но непосредственно восточнее, по долине р. Кудиалчая наме-
чается крупное поперечное нарушение, отделяющее от Шахдагского
блока более восточный Хизинский, испытавший значительно меньшее
новейшее поднятие. Его амплитуда в самой западной части этого бло-
ка устанавливается по отметкам останца сармата у сел. Будуг (2—
2,2 км); к востоку она постепенно понижается до р. Гильгильчай, где
намечается еще один резкий флексурообразный уступ, и затем вновь
плавно снижается до нуля на берегу Каспия у Килязинской косы.
Структуре мезозойского комплекса Шахдагско-Хизинской ступени отве-
чают одноименный синклинорий (выполненный в основном мелом) и
сложенный юрой узкий шовный Тенгинско-Бешбармакский антиклино-
рий (или мегантиклиналь), проходящий вдоль ее северного борта.
В новейшей структуре последний почти не получил самостоятельного
выражения. С севера со стороны Кусарского краевого прогиба Шах-
дагско-Хизинская ступень ограничена крупнейшим Сиазанским разло-
мом. Вертикальная амплитуда новейших подвижек в его восточной
части достигает 3—5 км. Западнее, где южный край Кусарского про-
гиба — так называемая Судурская ступень — оказался втянутым в но-
вейшее поднятие Большого Кавказа, достигающее 2—2,5 км (судя по
187
останцам сармата),— относительная амплитуда новейшего перемеще-
ния по Сиазанскому разлому (здесь его продолжение называется Каз-
макрызским разломом) уменьшается до 1 км. На поверхности разлом
почти повсеместно .имеет характер взброса или даже переходит в кру-
той надвиг; возможно, что он сохраняет наклон к югу до значительных
глубин (Шурыгин, 1961).
Тфанская, а восточнее — Хизинская ступени отделяются Майка-
мудским продольным разломом от прилегающей с юга Бабадагско-
Дибрарской ступени, которая образует северное крыло Дибрарского
флишевого синклинория. Зона поперечного Гирдыманчайского наруше-
ния, выраженная в новейшей структуре этой ступени флексурой, раз-
деляет ее на два блока — более приподнятый западный (Бабадаг-
с к и й) и менее приподнятый восточный (Дибрарский). Бабадаг-
ский блок в самой западной своей части узок и заметно уступает по
амплитуде новейшего воздымания Тфанской ступени, но в связи с по-
гружением последней к востоку выравнивается с нею, а затем в районе
горы Бабадаг относительно опережает ее, приобретая осевое положение
в новейшей структуре и рельефе всего поднятия Юго-Восточного Кавка-
за; эту роль Бабадагско-Дибрарская ступень сохраняет вплоть до восточ-
ного окончания горного сооружения. В пределах Бабадагского блока
сохранились остатки Салаватской поверхности, а сама гора Бабадаг
(3632 м), очевидно, принадлежит к Шахдагскому денудационному
уровню; амплитуда новейшего поднятия достигает в пределах Бабадаг-
ского блока 3—3,5 км. Восточнее верховьев р. Вельвеличая амплитуда
новейшего поднятия резко снижается до 2 км и сохраняет эту величину
до района горы Дибрар, где широко распространены остатки Ковдаг-
ской денудационной поверхности; восточнее горы Дибрар возобнов-
ляется постепенное понижение описываемой ступени по простиранию,
и у берега Каспия между станциями Яшма и Насосная она начинает
погружаться под складчатый чехол верхнемиоценовых и плиоценовых
отложений. Последовательное понижение Бабадаг-Дибрарской ступени
к востоку унаследовано от еще более резкого погружения к востоку
ранее сформированных складчатых структур.
На юге к Бабадаг-Дибрарской ступени примыкает менее приподня-
тая Ковдаг-Сумгаитская ступень, отвечающая структуре флишевого
комплекса южной зоны Дибрарского синклинория, сложенной в основ-
ном, верхнемеловыми, а на востоке палеогеновыми отложениями. Гра-
ницей этих ступеней в западной ее части служит Гуздучайская флек-
сура, осложненная разломом, а в восточной — кулисно подставляющий
его Алтыагачский разлом. По крайней мере, первый из них — Гузду-
чайский надвиг — сохранял свою тектоническую активность в начале
неотектонической стадии, когда с его поднятого северного крыла под
действием силы тяжести было сорвано несколько тектонических пла-
стин, переместившихся к югу в Ковдагскую зону и образовавших Аст-
раханский, сходный с ним, но более мелкий Арчманский и ряд
еще более мелких гравитационных тектонических покровов (рис. 32).
По существу они представляют как бы огромные древние оползни
(Воскресенский, Хайн, Шурыгин, 1963). Эти покровы сложены нижне-
и верхнемеловыми отложениями в существенно флишевых фациях
Дибрарской зоны, подстилаемыми автохтонным верхним мелом в тех
же фациях, что говорит о небольшой (порядка 8—10 км) амплитуде
смещения в пределах единой фациальной зоны, включающей как Баба-
дагско-Дибрарскую, так и Ковдагскую ступени. Породы Астраханского
покрова и его тектоническая нижняя поверхность смяты в складки
вместе с подстилающими толщами автохтона, но в последнем складки
отличаются большей сложностью. Очевидно, покров лег на уже слабо-
дислоцированные породы и затем вместе с ними подвергался продол-
жающимся складчатым деформациям Ковдагской зоны.
188
Время образования Астраханского покрова, скорее всего, отвечает
среднему понту (Воскресенский, Хайн и Шурыгин, 1963), поскольку
именно в среднем понте в Ковдагской зоне завершилось складкообра-
зование, продолжавшееся с позднего миоцена (Хайн, 1949), и возникла
система линейных сильно сжатых, вплоть до изоклинальных складок
с южной вергентностью, нередко осложненных взбросо-надвигами со
Рис. 32. Геолого-тектоническая схема области развития покровов Юго-Восточ-
ного Кавказа. По И. А. Воскресенскому, В. Е. Ханну, А. М. Шурыгину (1963)
J — неоген — антропоген Алазано-Аргичайского (ААС) н Нижнекурннского
(НКС) синклинориев; 2 — палеоген Лагнчской депрессии (ЛД) и Гюрдживанской
ступени; 3—мел (преимущественно верхний) Ковдагской ступени (а — корни
Баскальского покрова; б — зона развития аллохтонных чешуй); 4— мел (пре-
имущественно нижний) Бабадагской ступени [а—корни Астраханских покро-
вов]; 5 — мел Вандамского антиклинория (ВА); 6 — юра; 7— стратиграфические
контакты; 8— тектонические разрывы; 9— контуры тектонических покровов
(Б — Баскальского, Ар — Арчманского, Ас — Астраханского, МБ — Мокрой
Балки); /0 — границы антиклинориев и синклинориев (кроме упомянутых вы-
ше): ЛАА — Ленгебизо-Алятскнй антнклннорнй, ШКС — Шемахино-Кобыстан-
скнй синклинорий, КС — Ковдаг-Сумгаитскнй синклинорий
смещением масс к югу. В позднепонтическое время эта складчато-над-
виговая структура Ковдагской зоны была перекрыта водами моря,
оставившего пачку резко несогласно залегающих, почти недислоциро-
ванных верхнепонтических отложений, сохранившихся несколько вос-
точнее сел. Астраханки в бассейнах речек Чикильчая и Козлычая.
Впоследствии складчатая структура Ковдагской зоны была нару-
шена рядом нормальных сбросов небольшой амплитуды с относитель-
ным опусканием их южных крыльев. Амплитуда послепонтического под-
нятия средней части Ковдагской ступени, судя по современным отмет-
кам основания упомянутого останца понта, составляет +1 +1,2 км.
К западу она возрастает до 2 км, а западнее р. Гирдыманчая в районе
горы Ковдаг — составляет даже более 2 км, о чем свидетельствуют
останцы Ковдагской денудационной поверхности акчагыльского (?)
возраста на высотах 2,2—2,4 км. В восточной части Ковдагской зоны
амплитуда новейшего поднятия в общем постепенно снижается, и в ни-
зовьях р. Сумгаита слагающие ее складки верхнемеловых — миоценовых
отложений уходят под несогласно покрывающий их плиоценовый чехол.
189
Однако по относительной амплитуде новейшего (послепонтического)
воздымания восточный участок Ковдагской зоны опережает смежный
участок Дибрарской зоны (восточнее горы Дибрар), и приобретает
роль центральной, осевой ступени поднятия Юго-Восточного Кавказа.
В пределах этого участка распространены реликты Чухуртъюртской
денудационной поверхности.
Южная граница Ковдагской ступени в ее западной части (к запа-
ду от р. Ахсу) проходит по Зангинскому разлому типа взброса или
надвига со смещением масс к югу, который связан с крупным глубин-
ным разломом, разделявшим в мезозое Дибрарскую геосинклинальную
и Вандамскую геоантиклинальную зоны. В палеогене в зоне разлома
возник узкий, шовного типа наложенный Лагичский прогиб, имеющий
в современной структуре форму синклинали со срезанным Зангинским
надвигом северным крылом. Расположенный южнее Вандамский анти-
клинорий сложен средней, верхней юрой и мелом преимущественно
в нефлишевых — известняковых и вулканогенных («вандамских») фа-
циях. Складчатая структура Вандамского антиклинория была в основ-
ном сформирована к началу палеогена. На востоке южная граница
Ковдагской ступени делается менее резкой. Лагичская депрессия здесь
сужается и выклинивается, а мезозойское основание Вандамского анти-
клинория по зонам поперечных нарушений, совпадающим с реками
Гирдыманчаем—Ахсу, испытывает резкое погружение и перекрывается
мощным покровом палеогеновых и отчасти неогеновых отложений, при-
надлежащих так называемой Шемахино-Кобыстанской зоне. Послед-
няя представляет еще более низкую ступень, входящую уже в состав
Апшероно-Кобыстанской периклинальной области. В палеогене, осо-
бенно в олигоцене, в погружение, вероятно, вовлекался и современный
Вандамский антиклинорий, входивший вместе с Лагичской депрессией
и Апшероно-Кобыстанской зоной в состав единой области погружения.
Однако в отличие от этой зоны Вандамский антиклинорий (главным
образом, его юго-восточная часть) испытывал в плиоцене и миоцене
лишь незначительные абсолютные опускания (в сармате, понте, акча-
гыле), чередовавшиеся во времени с фазами поднятия, а с конца плио-
цена (с апшеронского века) Ьместе с Лагичской синклиналью был во-
влечен в особенно интенсивное воздымание. Суммарная амплитуда
новейшего воздымания в Вандамской ступени достигает 1,5—2 км
(против 2—2,5 км в Ковдагской). В процессе интенсивного воздымания
в конце плиоцена и в антропогене восточная часть Вандамского подня-
тия — Ниалдагский хребет — была пропилена очень глубоким (до
1 км) и узким антецедентным ущельем р. Гирдыманчая.
Весьма интересной структурой, приуроченной к участку сочленения
Вандамского поднятия и Шемахино-Кобыстанской синклинальной зоны,
является Баскальский тектонический покров — самый
крупный из покровов, установленных на Кавказе. Вследствие генетиче-
ской связи этого покрова с тектоническим развитием Ковдагской сту-
пени целесообразно охарактеризовать его здесь, а не при рассмотре-
нии Шемахино-Кобыстанской зоны, в пределах которой он в основном
расположен. Баскальский покров был впервые обнаружен и описан
Н. Б. Вассоевичем и В. Е. Хаиным (1940). В дальнейшем его существо-
вание оспаривалось И. В. Кирилловой и А. А. Сорским (1954), но по-
следующие тематические исследования И. А. Воскресенского (1958)
и детальные геологосъемочные работы АзГУ подтвердили наличие этого
покрова и позволили подробно изучить его строение.
Баскальский покров представляет обширную аллохтонную пласти-
ну сложной конфигурации площадью около 200 км2 с довольно плос-
кой поверхностью тектонического контакта, образующей две пологие
синклинали, разделенные узкой субширотной антиклиналью (рис. 33).
Слагающие покров верхнемеловые отложения, выраженные во флише-
190
Рис. 33. Геологические разрезы через Баскальский покров. По И. А. Воскресенскому
Cr,v — валанжин; Crih + ар, — готерив — нижний апт; Сг,ар2 + а!)—г — верхний апт — нижний-средний альб; Crials + Crst — верхний альб —
турон; Crsjn — юнусдагская свита (саитон — нижний кампаи, дибрарская литофация); Crjag + il — кампан — Маастрихт и датский ярус
(дибрарская литофация); Crsd— датский ярус (вандамская литофация); Pg, — палеоцен: Pg2 — эоцен; Pgs + N'i — Майкоп; N,S — сармат;
Nspn — поит; Nsak — акчагыл; Q — четвертичные отложения
вых фациях более северной Дибрарской зоны (Ковдагской ступени),
и перекрывающие их палеогеновые смяты в более сложные и мелкие
складки, осложненные разрывами, не проникающими в автохтон. Осо-
бенно сильно сжатые изоклинально-чешуйчатые, опрокинутые на юг
складки развиты в южной «лобовой» части покрова. Роль пластичной
«смазки» в основании покрова играют мелко перемятые глины юнус-
дагской свиты сантон-кампанского возраста. Покров большей своей
частью лежит на отложениях палеогена — нижнего миоцена, выпол-
няющих северо-западную центриклиналь Шемахино-Кобыстанской син-
клинальной зоны, кое-где перекрытых небольшими пятнами трансгрес-
сивно залегающих маломощных отложений сармата и понта. Все эти
отложения смяты в весьма пологие складки, в общем сходные со склад-
ками, обрисовываемыми нижней поверхностью покрова, и лишь немного
более сложными, чем последняя. В своей небольшой северо-западной
части в долине р. Гирдыманчая покров ложится на верхнемеловые от-
ложения Вандамского поднятия, фациально резко отличные от одно-
возрастных толщ аллохтона. Таким образом, пологие складчатые де-
формации начались в автохтоне Шемахино-Кобыстанской зоны еще до
перемещения Баскальского покрова, но завершились уже после его
образования. Внутри основной пластины аллохтона имеется «тектони-
ческое окно» и несколько «полуокон», а по периферии ее — ряд мелких
тектонических останцов, отчлененных эрозией.
Время образования покрова и вместе с тем завершения складко-
образования в автохтоне устанавливается как конец понта — средний
плиоцен, поскольку в составе пологоскладчатого автохтона в основании
Баскальского покрова обнаружен морской понт, а поверх покрова, рав-
но как и автохтона, трансгрессивно и несогласно лежит обширный поч-
ти не дислоцированный останец акчагыла, поднятый в настоящее время
на высоту около 800 м. Следовательно, Баскальский покров несколько
моложе Астраханского. Он был, несомненно, перемещен с севера, из
южной части Дибрарского синклинория (Ковдагской ступени) на рас-
стояние порядка 20—25 км. К моменту начала перемещения (перед
верхним понтом) породы Ковдагской зоны были уже сильно смяты.
Исследователи, признающие существование Баскальского покрова, при-
писывают ему, как и Астраханскому, гравитационное происхождение
и связывают его возникновение с выдвижением Ковдагской ступени
относительно более южных — Вандамской и Шемахино-Кобыстанской
ступеней в нижнем — среднем плиоцене по Зангинскому надвигу. Да-
лее предполагается либо все большее выполаживание надвига в южном
направлении и переход его сначала в тектонический, а затем в грави-
тационный покров (Воскресенский, 1958, 1959), либо соскальзывание
с поднятого Ковдагского блока и перемещение к югу под действием
силы тяжести огромного оползневого массива (Воскресенский, Хайн,
Шурыгин, 1963). По подсчетам последних исследователей уклон по-
верхности, по которой перемещался Баскальский покров, составлял
около 4°, что, по-видимому, вполне достаточно для гравитационного
скольжения пластин флишевых пород. В процессе движения Баскаль-
ский покров пересек Лагичскую синклиналь, восточное окончание Ван-
дамского антиклинория — Ниалдагское поднятие, ныне приподнятое до
+ 2 км, и занял свое современное положение в северо-западной части
Шемахино-Кобыстанского прогиба.
Приуроченность Баскальского покрова к участку южного склона
между реками Гирдыманчаем и Ахсу, по-видимому, далеко не случай-
на: распространению его западнее Гирдыманчайского поперечного раз-
лома препятствовала относительная приподнятость расположенной
здесь центральной, наиболее широкой части Вандамского поднятия,
служившей упором, перед которым происходило скучивание и опроки-
дывание складок Ковдагской ступени (если какая-то часть Баскальско-
192
Рис. 34. Схема древней гидрографической сети южного
склона Юго-Восточного Кавказа. По Д. А. Лилненбергу,
1962
1 — современные долины; 2 — древнне долины
го покрова сюда и продвинулась, то была смыта при последующем
подъеме западного крыла Гирдыманчайского разлома). К востоку же
от р. Ахсу корневая зона покрова — Ковдагская ступень не испытала
поднятия относительно более южных ступеней, достаточного для спол-
зания с нее и значительного перемещения гравитационных покровов;
напротив, сама она послужила субстратом для оползания на ее поверх-
ность гравитационных покровов из более приподнятой Бабадаг-Дибрар-
ской ступени. Еще далее
на восток в связи с об-
щим погружением Боль-
шого Кавказа относитель-
ные амплитуды верти-
кальных подвижек текто-
нических ступеней умень-
шаются, роль гравитаци-
онного фактора в текто-
нических деформациях
снижается, и покровы ис-
чезают.
В связи с ростом сво-
дово-глыбового поднятия
Юго-Восточного Кавказа
в течение неотектониче-
ской стадии и его после-
довательным расшире-
нием в стороны и по про-
стиранию гидрографиче-
ская сеть испытывала закономерные перестройки (Лилиенберг, 1962;
Будагов, Лилиенберг, Ширинов, 1959 и 1960). По мнению большинства
исследователей (за исключением Э. Ш. Шихалибейли, считающего, что
все древние долины южного склона Юго-Восточного Кавказа, кроме
Алазани, были, подобно современным, поперечными), древние плиоцено-
вые долины Юго-Восточного Кавказа имели продольное направление,
которое на южном склоне сменялось на поперечное лишь на стыке
Юго-Восточного и Восточного Кавказа. Реликты древних долин сохра-
нились в виде сопряженных систем перевальных седловин, сквозных
висячих долин с остатками террас и остатков валунно-галечных накоп-
лений на водоразделах. Реконструкция древней гидросети и ее соотно-
шения с современной показаны (по Д. А. Лилненбергу) на рис. 34.
Продольная конфигурация древних плиоценовых долин, контролируе-
мая сформированной в миоцене — понте складчатой структурой обще-
кавказского простирания, указывает на отсутствие на Юго-Восточном
Кавказе в начале новейшей стадии резко выраженного осевого подня-
тия. В среднеплиоценовое время в связи с резким падением уровня
Каспия, древние долины были глубоко врезаны, затем заполнены гру-
бообломочными отложениями верхов продуктивной толщи и в период
акчагыльской трансгрессии оказались значительно переуглубленнымн.
В дальнейшем в связи с ростом Центрального поднятия и его разраста-
нием к востоку в конце акчагыла, апшероне и антропогене происходила
постепенная перестройка древней гидросети: доминирующая роль по-
степенно переходила от продольных долин к поперечным. Зона разви-
тия последних последовательно расширялась к востоку и к настоящему
времени захватила большую часть северного склона Юго-Восточного
Кавказа (до р. Атачай) и пока еще меньшую западную часть южного
(до р. Ахсу). На участке юго-восточного окончания Кавказа до сих пор
сохранилась продольная речная сеть (реки Вечвер, Тугчай и т. д.). На
большей же части южного склона в процессе частичной перестройки
древних продольных долин создался современный радиальный или вее-
13 oral
193
рообразный рисунок гидросети, естественно связанный с сужением и
уменьшением амплитуды поднятия Большого Кавказа к востоку.
В долинах Юго-Восточного Кавказа установлено до 12 комплексов
речных террас. Из них 1—6 террасы относительной высотой до 55—
60 м принадлежат верхнему плейстоцену и голоцену, 7—10 террасы
(от 75—80 до 180—200 м) — среднему плейстоцену, а более древние
11—12 террасы высотой 220—260 м, по-видимому, нижнеплейстоцено-
вые (Лилиенберг, 1962). Существенных локальных деформаций этих
террас в пределах Юго-Восточного Кавказа в отличие от пояса предго-
рий не обнаружено, что может свидетельствовать об относительно од-
нородном, мало дифференцированном режиме воздымания Юго-Восточ-
ного Кавказа в четвертичное время.
Морские террасы на участке между Кизилбуруном и ст. Яшма, где
побережье Каспия наискось пересекает юго-восточное окончание Кав-
каза, несколько приподняты относительно высот, свойственных им на
большей части Каспийского побережья. Так, по П. В. Федорову (1957)
верхнебакинская терраса испытывает локальное поднятие на 20—30 м,
а иногда даже на 60 м против ее обычного уровня, составляющего
220—240 м абсолютной высоты, или 250—270 м над Каспием. Нижне-
хазарские террасы имеют абсолютные высоты 170—190 м, местами до
200 м, 120—150 м и 94—114 м, наиболее высокая нижнехвалынская тер-
раса достигает абсолютных высот 57—63 м, т. е. локально поднята
относительно ее положения на других участках побережья до 18 м.
Верхнехвалынские и новокаспийские террасы локальных деформаций не
обнаруживают.
ГЛАВА IV
ПЕРИКЛИНАЛЬНЫЕ И
ОСТАТОЧНО-ГЕОСИНКЛ ИНАЛЬНЫЕ
ОБЛАСТИ
Апшероно-Кобыстанская периклинальная область
Сооружение Большого Кавказа как область поднятия, сформиро-
вавшаяся внутри Крымско-Кавказской геосинклинали, возникло уже
в начале орогенного этапа, и в течение всей позднеорогенной стадии
испытывало абсолютное воздымание большей или меньшей амплитуды
Но в пределах геосинклинали на продолжениях сооружения Большого
Кавказа к северо-западу и юго-востоку, а также на продолжениях соо-
ружений Горного Крыма и Копет-Дага еще сохранились отдельные
поперечные зоны, продолжавшие в течение позднеорогенной стадии
испытывать более или менее значительное погружение, сопровождав-
шееся конседиментационным складкообразованием и специфичным для
подобных зон грязевым вулканизмом. В ходе этой стадии одни участки
подобных зон последовательно выключались из процесса погружения,
причленяясь к сооружениям Большого Кавказа, Крыма и Копет-Дага
и вовлекались в их воздымание, другие же вплоть до современности
продолжают испытывать абсолютное опускание. Участки первого типа
мы выделяем в качестве периклинальных областей, а участки второго
типа рассматриваем как остаточные геосинклинальные прогибы.
К числу первых относятся Апшероно-Кобыстанская периклинальная
область на юго-восточном окончании Кавказа, Таманская периклиналь-
ная область на его северо-западном окончании, практически слившаяся
с Керченской периклинальной областью на восточном погружении соо-
ружения Горного Крыма, и Прибалханская периклинальная область
194
на западном окончании Копет-Дага. Между последней и мишероно-
Кобыстанской периклинальными областями располагается Южно-Ка-
спийский остаточный геосинклинальный прогиб —- единственный сохра-
нившийся доныне реликт Крымско-Кавказской альпийской геосинкли-
нали. В составе Апшероно-Кобыстанской периклинальной области
отчетливо различаются участки, в разное время прекратившие прогиба-
ние и находящиеся ныне на разных стадиях развития:
а)	участки, где интенсивное прогибание и складкообразование
в основном завершились в течение первой фазы позднеорогенной ста-
дии, т. е. до акчагыла (Шемахинская зона);
б)	участки, где интенсивное прогибание в основном завершилось
в течение второй фазы этой стадии, т. е. к концу плиоцена, но складко-
образование и грязевой вулканизм продолжались в антропогене (Юж-
но-Кобыстанская зона и зона Апшеронского архипелага);
в)	участки, где интенсивное прогибание в основном завершилось
в течение антропогена (зона Апшеронского полуострова с прилегаю-
щей частью Северо-Апшеронской акватории):
г)	участки, где антиклинали испытывали в антропогене абсолютное
поднятие и денудацию, а в синклиналях продолжалось, и к концу
антропогена завершилось интенсивное погружение (Пирсагато-Сальян-
ская зона).
Участки последних двух типов по существу представляют уже пе-
реход к Южно-Каспийскому современному геосинклинальному проги-
бу. Как мы видим, Апшероно-Кобыстанская периклинальная область
отличается большой контрастностью и изменчивостью знака новейших
вертикальных движений как в пространстве, так и во времени. Именно
в этой области в течение позднеорогенной стадии осуществляется обра-
щение (инверсия) тектонического режима в понимании В. В. Белоусо-
ва. Максимальные амплитуды погружения за позднеорогенную стадию
в некоторых ее зонах достигают 5—6 км и значительно превышают
суммарные амплитуды поднятий в ее пределах. В целом в этой области
зоны, испытавшие суммарное новейшее погружение, резко преобладают
по своей площади над участками, испытавшими абсолютное поднятие.
Вместе с тем в конце позднеорогенной стадии — в антропогене — в под-
нятие оказалась втянутой большая часть территории периклинальной
области. Осадки, накапливавшиеся в зонах погружения периклиналь-
ной области в позднеорогенную стадию, характеризуются преимуще-
ственно песчано-глинистым составом, выражены главным образом
в мелководно-морских (или «бассейновых»), прибрежных, дельтовых
и аллювиальных и пролювиальных фациях, и в отличие от более грубо-
обломочных плиоцен-четвертичных толщ краевых и межгорных проги-
бов скорее должны быть отнесены к формациям типа нижней молассы.
Для этой области характерен весьма длительный процесс складко-
образования, в основном конседиментационный, но продолжающийся
и после вовлечения той или иной зоны в общее поднятие. В ходе этого
процесса образуются брахиморфные складки. По мере отдаления от
поднятия Юго-Восточного Кавказа синклинали становятся все более
широкими. Их разделяют узкие гребневидные антиклинали, осложнен-
ные проявлениями диапиризма, связанными с наличием пластичных
ядер из палеогеновых глин (майкопских и коунских). Полная складча-
тость, по терминологии В. В. Белоусова, постепенно сменяется в южном
и восточном направлениях складчатостью промежуточного и даже пре-
рывистого типов. Изменяется и ориентировка складок: если для скла-
док мезозойских, палеогеновых и даже миоценовых отложений Юго-
Восточного Кавказа и Северного Кобыстана характерно «общекавказ-
ское», т. е. запад-северо-западное — восток-юго-восточное простирания,
то далее к востоку и к югу, на Апшеронском полуострове и в Южном
Кобыстане складки плиоценовых и четвертичных отложений постепен-
13*
195
но приобретают простирание, более близкое к меридиональному, т. е.
северо-западное — юго-восточное и северо-северо-западное —- юго-юго-
восточное, а в прилегающей части Южного Каспия — даже почти дол-
готное простирание. В пределах некоторой переходной зоны можно
установить признаки постепенной перестройки плана складчатости, про-
исходившей в плиоцен-четвертичное время (рис. 35). В. Е. Хайн
и Б. В. Григорьянц связывают ее с интенсивным погружением в плио-
цене — антропогене субмеридиональной, почти поперечной по отноше-
Рис. 35. Взаимоотношения структурных этажей Апшеронской области.
По Б. В. Григорьянцу. 1962
I— антиклинорий; 2 — синклинорий; 3 — погребенные широтные зоны
поднятий; 4 — оси антиклинальных н синклинальных поясов плноцен-
антропогенового структурного этажа; 5 — изоаномалы силы тяжести
(редукция Буге); 6 — ось Дибрарского гравитационного максимума;
7 — ось Калннского гравитационного минимума
Структурные элементы: 1 — Тенгннско-Бешбармакский анти-
клинорий; II—Хнзинский синклинорий; III—Дибраро-Яшмннский син-
клинорий; IV — Алтыагач-Курка«ндагскнй антиклинорий; V — Лякичай-
Вегверский синклинорий; VI — Алаташ-Юнусдагскнй антиклинорий;
VII — Островная зона поднятий; VIII—Центральная зона поднятий;
IX — Южно-Апшеронская зона поднятий; Н — Б — Насосненско-Бакин-
ский синклинальный пояс; Ц — А — Центрально-Апшеронский антикли-
нальный пояс; С — Г — Советабадско-Гоусанекий синклинальный пояс;
К—К — Камни Два брата — Калннский антиклинальный пояс; Ш—3 —
Шоуланско-Зыринскнй синклинальный пояс; А — А — антиклинорий
Апшеронского архипелага. I — Бегнмдагская антиклиналь, 2 — Ситал-
чайская антиклиналь. 3 — Гермианское поднятие
нию к простиранию структур Большого Кавказа Каспийской тектони-
ческой депрессии.
Вряд ли, однако, этот фактор был единственным, поскольку в не-
которых зонах Апшероно-Кобыстанской периклинальной области (на-
пример, поднятие Юго-Западного Кобыстана) и даже самой Каспий-
ской депрессии (антиклинальная зона Апшеронского порога и
прилегающий к ней с севера прогиб) складчатые структуры, развивав-
шиеся в позднеорогенной стадии, сохраняли субширотную, общекав-
казскую ориентацию. По всей вероятности, разделение Апшероно-Кобы-
станской области на отдельные зоны, испытывавшие в новейшей стадии
дифференцированные вертикальные движения и особенности плана
складчатых структур, формирующихся в каждой из них, следует свя-
зывать с расчленением этих областей на блоки разного порядка сетью
глубоких длительно живущих разломов нескольких пересекающихся
направлений главным образом субширотного (запад-северо-западно-
го — восток-юго-восточного) и субмеридионального (северо-северо-за-
падного— юго-юго-восточного). В зависимости от изменения плана
196
крупных, глубинных деформаций (верхней мантии?) попеременно при-
обретали активность разломы то одного, то другого, то обоих отмечен-
ных направлений. Существенную роль играли также глубинные разло-
мы поперечного юго-западного — северо-восточного направления, по
которым происходит ступенчатое погружение сооружения Большого
Кавказа по простиранию к юго-востоку в сторону Южного Каспия.
Роль разломов этого направления в структуре рассматриваемой области
и в формировании и локализации нефтегазовых месторождений в ее
пределах была показана в работах Г. П. Тамразяна и В. А. Горина.
Для всей этой области характерны интенсивные проявления грязевого
вулканизма, отмечающиеся, по крайней мере, с олигоцена. Корни гря-
зевых вулканов находятся, судя по возрасту обломков, заключенных
в сопочной брекчии, на глубинах до 5—10 км. Особенно мощная гря-
зевулканическая деятельность в антропогене имела место в Южно-Ко-
быстанской зоне.
Рассмотрим теперь особенности новейшей тектоники по отдельным
зонам Апшероно-Кобыстанской периклинальной области. В качестве
главных элементов складчатой структуры западной ее части обычно
выделяются (В. Е. Хайн) несимметричный Шемахино-Кобыстанский
синклинорий с широким северным и более узким южным крылом и обра-
мляющий его с юго-востока узкий Ленгибизо-Алятский антиклинорий, в
свою очередь граничащий на юго-западе с Нижнекуринской межгорной
впадиной. Оба эти структурных элемента в своих западных относи-
тельно приподнятых частях сложены в основном палеогеном и мио-
ценом, которые к востоку в связи с погружением шарниров скрываются
под мощными толщами плиоцена. Углубляясь и расширяясь к юго-вос-
току, Шемахино-Кобыстанский синклинорий переходит по простиранию
в Джейран-Кечмесский синклинорий, занимающий участок Каспийского
побережья к юго-западу от Баку. При рассмотрении развития Кобыста-
на в неотектонической стадии мы применим несколько иное подразде-
ление на зоны или ступени, отличающиеся по времени вовлечения их
в поднятие и завершения процессов складкообразования.
Самая северная из выделяемых зон — Шемахинская, или Северо-
Кобыстанская *,— отвечает северному крылу Шемахино-Кобыстанского
синклинория, его западной центриклинали и Ленгибизскому антикли-
норию, представляющему западный участок Ленгибизо-Алятского анти-
клинория. С севера она ограничена Зангинским разломом и разломами,
подставляющими его на востоке. Эта зона сложена мощными толщами
палеогеновых и миоценовых, в основном глинистых отложений. На за-
паде они смяты в линейные, несколько скошенные к югу складки, кото-
рые к востоку постепенно сменяются брахиморфными складками с диа-
пировыми осложнениями в ядрах гребневидных или веерообразных
антиклиналей. Первые слабые признаки конседиментационной склад-
чатости отмечаются еще в эоцене и олигоцене. Более заметные склад-
кообразовательные движения проявились в позднем миоцене и конста-
тируются по изменениям мощностей и локальным несогласиям перед
сарматом, перед мэотисом и, особенно существенным,— перед пон-
том **. Трансгрессивно залегающие понтические отложения лежат зна-
чительно более полого, чем миоцен, выполняя отдельно наложенные
и унаследованные мульды, сформированные в среднем плиоцене. Отло-
жения продуктивной толщи в этой зоне (за исключением ее самой вос-
точной части, где сохранились останцы ее ингрессивно залегающих
прибрежных осадков) отсутствуют (отчасти, может быть, в связи с низ-
ким уровнем среднеплиоценового Каспия). По сравнению с Ковдагской
* Западный участок этой зоны И. А. Воскресенский, В. Е. Хайн и А. М. Шуры-
гин (1963) назвали Гюрдживанской ступенью.
** Длительность развития процесса конседиментационного складкообразования в
этой зоне подробно и убедительно обоснована Н. С. Шатским (1952).
197
и Вандамской зонами Шемахинская зона представляла более низкую
ступень (однако все же более высокую, чем прилегающие с юга зоны,
где накапливалась продуктивная толща!), и в своей западной части
явилась вместилищем сползшего с севера Баскальского гравитацион-
ного покрова.
К началу позднего плиоцена складкообразование в этой зоне
в основном завершилось, и ее размытые складчатые структуры (так же
как и Баскальский покров) были резко несогласно перекрыты относи-
тельно маломощным чехлом акчагыла. Останцы его, как правило, зале-
гают ныне почти горизонтально, с очень слабым наклоном к югу, на
высотах от 1 км в северной части до 0,5 км у ее южного края, чем
определяется амплитуда и пологомоноклинальный характер послеакча-
гыльских деформаций. Лишь у южного края зоны, юго-западнее Мара-
зы они слагают узкую субширотную синклиналь. В апшероне и бакин-
ском веке эта зона была уже несколько приподнята над уровнем
Каспийского бассейна и испытывала планацию, свидетельством которой
является широкое развитие реликтов Шемахинской денудационной по-
верхности в виде обширных холмисто-увалистых плато (Гюрдживан-
ское, Маразинское, Шемахинское плато и др.). Шемахинская поверх-
ность отделена от развитой севернее Чухуртъюртской эрозионно-текто-
ническим уступом высотой около 150 м. Ныне она располагается на
абсолютных высотах в среднем от 600 м в ее южной части до 800 м
в северной, что, вероятно, говорит о последующем поднятии этой зоны
порядка 0,4—0,5 км. Глубина вреза рек в эту поверхность достигает
200—300 м. Возможным указанием на унаследованные дифференциро-
ванные четвертичные движения является значительное расширение до-
лины р. Пирсагат (Дзоголовойчай) и особенно ее низких террас и пой-
мы ниже г. Шемахи, где эта долина совпадает с осью Шемахино-
Кобыстанского синклинория. Однако это явление может быть отчасти
связано с подпруживающим влиянием извержений крупных грязевых
вулканов, расположенных ниже по течению р. Пирсагат. Западной гра-
ницей Шемахинской зоны служит Гирдыманчайский поперечный раз-
лом, имеющий характер шарнирного сбросо-сдвига. В северной его
части западное крыло (Вандамское поднятие) является значительно
приподнятым (до 1 км) относительно восточного крыла (центриклиналь
Шемахино-Кобыстанского синклинория, перекрытая Баскальским по-
кровом). Южнее знак вертикальных движений резко меняется; здесь
относительно приподнятым (также до 1 км и более) оказывается вос-
точное крыло (Ленгибизский антиклинорий) по сравнению с западным
(восточные окончания Алазанской впадины и Аджиноурского антикли-
нория) .
На юге Ленгибизский антиклинорий по крупному Аджичайскому
надвигу надвинут на круто падающие к югу, а местами и подвернутые
отложения северного борта Нижнекуринской впадины. Этот надвиг, как
и последние подвижки по Гирдыманчайскому разлому, произошли в
четвертичное время, так как они деформируют четвертичные отложения
Алазанской и Нижнекуринской впадин. Поскольку Аджичайский на-
двиг, несмотря на свою большую амплитуду, к западу от Гирдыман-
чайского поперечного разлома не прослеживается, последний, по край-
ней мере в своей южной части, вероятно, является не сбросом, а сбро-
со-сдвигом (или взбросо-сдвигом в генетическом смысле) и образует
с Аджичайским надвигом «сопряженную пару» разломов.
В своей юго-восточной части, к югу от Шемахи Ленгибизский анти-
клинорий и ограничивающий его Аджичайский разлом расщепляются:
одна, более древняя ветвь разлома, «залеченная» в акчагыле, отгибает-
ся к востоку и следует вдоль южного борта Шемахинской зоны; другая,
сохранившая активность в антропогене, сохраняет юго-восточное про-
стирание. Далее к юго-востоку она снова неоднократно дихотомически
198
ветвится. К востоку от Маразинского плато южной границей Шемахин-
ской зоны служит северный борт Джейран-Кечмесского синклинория,
маркируемый несогласным налеганием продуктивной толщи на более
древние складчатые структуры и выраженный отчетливым уступом в
рельефе.
Шемахинский район является одним из наиболее сейсмичных на
Кавказе, известным рядом разрушительных землетрясений. Их эпи-
центральные области вытянуты в виде эллипсов в общекавказском на-
правлении через Вандамский антиклинорий и северо-западную часть
Шемахинской зоны. По-видимому, они в основном связаны с диффе-
ренцированными подвижками земной коры в зонах Вандамского подня-
тия (особенно в его узкой южной части — Ниалдагском поднятии) и
Дзоголовочайской депрессии, Аджичайского надвига и некоторых дру-
гих активных в настоящее время локальных структур. Временными
сейсмическими станциями в 1951—1953 гг. зарегистрировано также
много землетрясений с эпицентрами, располагающимися в полосе се-
веро-восточного направления, пересекающей весь Большой Кавказ
между линиями рек Гирдыманчай — Вельвеличай на западе и рек
Ахсу — Гильгильчай на востоке, т. е. в пределах крупнейшей на Юго-
Восточном Кавказе поперечной зоны глубинных нарушений.
К югу от Шемахинской зоны располагается более опущенная
Южно-Кобыстанская зона в основном сложенная в своей западной час-
ти породами плиоцена. В этой зоне в отличие от Шемахинской более
или менее значительные погружения и конседиментационное складко-
образование продолжались в позднем плиоцене, и лишь в четвертичное
время она начала вовлекаться в слабое поднятие. В настоящее время
она характеризуется наиболее интенсивной деятельностью грязевых
вулканов, густо усеивающих всю ее территорию. В структуре Южно-
Кобыстанской зоны выделяются две поперечные ступени или блока.
Почти всю западную, более приподнятую ее ступень занимает сред-
ний, наиболее широкий участок Ленгибизо-Алятского антиклинория. Его
можно назвать брахиантиклинорием Юго-Западного
Кобы стан а. Он представляет овальное в плане поднятие, состоящее
из нескольких широтно вытянутых антиклиналей, сложенных олигоце-
ном и миоценом, и синклиналей, в ядрах которых сохранились разде-
ленные рядом угловых несогласий понт, средний плиоцен, акчагыл и
апшерон. Таким образом, складкообразование в описываемом брахиан-
тиклинории происходило весьма длительно — с конца миоцена до конца
плиоцена. В течение этого времени он испытывал сперва лишь относи-
тельное, а затем и слабое абсолютное воздымание, неоднократно пре-
рывавшееся новым погружением; лишь в антропогене тенденция к сла-
бому поднятию стала устойчивой. В пределах этого поднятия развита
сильно расчлененная овражно-балочной сетью (рельеф типа бэдленд)
Кобыстанская денудационная поверхность с высотами 350—400 м, выра-
ботанная в нижнем — среднем плейстоцене (Лилиенберг, 1962). Север-
нее проходит субширотный Кадрыдарьинский синклиналь-
ный прогиб; понт, средний плиоцен и акчагыл здесь также залегают
с угловыми несогласиями, причем по акчагылу ось прогиба приобре-
тает новое — северо-западное простирание.
На востоке обе описанные структуры западной ступени Южно-
Кобыстанской зоны испытывают резкое погружение и сочленяются со
структурами ее значительно более опущенной восточной ступени. Амп-
литуда относительного погружения последней по основанию верхнего
плиоцена составляет около 1 км, а по кровле сармата — около 2 км.
Столь же резкое флексурообразное погружение к востоку и юго-восто-
ку можно наблюдать и в смежных зонах — Апшеронской и Алято-
Сальянской. Г. П. Тамразян (1959, 1960) связывает его с предполагае-
мым существованием крупнейшего поперечного глубинного разлома
199
юго-западного — северо-восточного простирания, названного им Аджи-
кабул-Мардакянским. По Г. П. Тамразяну, он не только разделяет две
тектонические ступени с разной интенсивностью и направленностью но-
вейших движений, морфологией и ориентировкой складчатых структур,
но и контролирует локализацию нефтегазовых месторождений Восточ-
ного Азербайджана; с ним связан пояс нефтегазонакопления, к кото-
рому приурочено до 80% известных запасов горных ископаемых этой
области *.
Почти всю Восточную ступень Южно-Кобыстанской зоны занимает
широкий и глубокий Джейран-Кечмесский синклинорий,
выполненный очень мощными (до 5—6 км) плиоценовыми отложения-
ми вплоть до среднего апшерона; особенно большой мощности (2 —
3 км) достигает продуктивная толща. По существу этот синклинорий
представляет северо-западную центриклиналь обширного прогиба, уходя-
щего в область Южного Каспия. Джейран-Кечмесский прогиб распадает-
ся на ряд широких, плоскодонных, овальных или округлых в плане мульд,
разделенных гораздо более узкими гребневидными брахиантиклиналя-
ми, либо расположенными четковидно на одной оси, либо изолирован-
ными. Некоторые антиклинали имеют почти куполовидную форму (Тоу-
рогай). Нередко они разбиты продольными, а их периклинали и
купола — радиальными разломами. К сводам и крыльям большинства
антиклиналей приурочены грязевые вулканы. В отличие от субширот-
ных складок западной ступени антиклинали обладают здесь преимуще-
ственно близкими к меридиональным, но в общем весьма изменчивыми
простираниями (северо-западное — юго-восточное, меридиональное и
даже северо-северо-восточное — юго-юго-западное). В сводах их обычно
вскрывается продуктивная толща, тогда как в синклиналях ее кровля
опускается до 0,8—1,5 км, а верхний сармат, вероятно, погружен до
4—6 км. Опускание Джейран-Кечмесского прогиба в плиоцене было
значительно более устойчивым и глубоким, чем в западной части Юж-
но-Кобыстанской зоны. Однако здесь, хотя и менее резко, проявляются
те же перерывы и слабые несогласия, фиксирующие отдельные моменты
длительного роста складок — перед понтом, перед средним плиоценом
и местами перед акчагылом, средним и верхним ашпероном. Наконец,
отмечается несогласие в основании плейстоцена, слагающего останцы
террас, главным образом на склонах поднятий и грязевых вулканов.
Таким образом, в начале плейстоцена общее погружение сменилось об-
щим очень слабым поднятием. Для Джейран-Кечмесского синклинория
характерен прямой структурный рельеф. Слабо абрадированные в ба-
кинское и раннехазарское время днища плоских или блюдцеобразных
синклиналей, сложенные апшероном, располагаются ныне на абсолют-
ных высотах 50—150 м. Антиклинали выражены возвышенностями
с куэстообразными склонами и более или менее глубоко размытыми
сводами. Хвалынские террасы занимают лишь самую восточную при-
брежную часть прогиба. Все морские террасы не обнаруживают замет-
ных локальных деформаций.
С юга Джейран-Кечмесский синклинорий ограничен Алятским
поднятием, представляющим довольно крупную извилистой формы
брахиантиклиналь с продуктивной толщей в ядре. Обычно ее считают
юго-восточным звеном Ленгибизо-Алятского антиклинория (В. Е. Хайн
и др.), с другими звеньями которого его связывает единство простира-
ния и наличие в присводовой части Алятского поднятия разлома типа
взброса небольшой амплитуды, который по-видимому, является одним
* В свете развиваемых Г. П. Тамразяном представлений о неорганическом проис-
хождении нефти Аджикабул-Мардакянский глубинный разлом являлся мошной, ухо-
дящей на большие глубины зоной трещиноватости; по .чей могла происходить верти-
кальная миграция углеводородных газов, которые, попадая в верхние горизонты зем-
ной коры, при соответствующих условиях преобразовывались в нефть.
200
из юго-восточных ответвлений крупного Аджичайского разлома. С этим
разломом связаны многочисленные грязевые вулканы, образующие
неправильную цепочку северо-северо-западного простирания. Однако
Алятское поднятие гораздо менее приподнято, чем поднятие Юго-За-
падного Кобыстана, и отделено от него в структуре акчагыла попереч-
ным синклинальным прогибом. По характеру развития в позднеороген-
ной стадии Алятское поднятие близко к антиклиналям Джейран-,
Кечмесского синклинория, но отличается большими размерами и.
амплитудой.
Южнее Южно-Кобыстанской зоны, между низовьями Куры и за-
падным берегом Южного Каспия лежит еще более опущенная — Аля-
то-Сальянская зона (ступень). Она целиком расположена к юго-восто-
ку от Аджикабульского глубинного разлома. В отличие от прилегаю-
щего к ней с востока участка периклинальной области, скрытого под
водами Каспия, и расположенной западнее Нижнекуринской впадины
в Алято-Сальянской зоне в настоящее время, по-видимому, уже закан-
чивается интенсивное погружение, и по отношению к ним она является
несколько приподнятым участком, вдающимся между ними с севера
в виде клина. Тектоническая структура Алято-Сальянской зоны доволь-
но проста. Подавляющую часть ее площади занимают две обширные
плоскодонные синклинальные депрессии — меньшая Навагинская
на севере и большая Каргалинская на юге. Обе они имеют форму
параллелограммов, с бортами северо-северо-западного — юго-юго-вос-
точного и запад-северо-западного — восток-юго-восточного простира-
ния. В отличие от почти замкнутой Навагинской Каргалинская синкли-
наль на юге открыта и уходит, постепенно погружаясь, в пределы
Южного Каспия. Эти депрессии выполнены мощными толщами плиоце-
новых и четвертичных отложений, особенно продуктивной толщи (до
3 км) и апшерона (до 1,5—2 км).
В четвертичное время интенсивность погружения в Навагинском
прогибе снизилась (мощность до 200 м). Но еще в голоцене он про-
должал испытывать, по крайней мере, относительные опускания и за-
полнялся аллювиально-дельтовыми осадками р. Пирсагат, которая
вяло блуждает и бифуркирует среди плоской аккумулятивной равнины,
занимающей всю площадь прогиба. По данным повторных нивелировок
в последние десятилетия в Пирсагатском прогибе происходили слабые
абсолютные поднятия ( + 0,7 мм/год), однако по сравнению с соседними
антиклинальными структурами он испытывал относительные опускания.
В Карагалинском прогибе, напротив, опускание в антропогене отлича-
лось рекордной для всей Кавказской области интенсивностью до 1—
1,5 км или в среднем до 2—3 мм в год. Однако в голоцене территория
Каргалинского прогиба стала испытывать некоторое, по крайней мере,
относительное поднятие по сравнению с зонами, прилегающими к ней
с запада и с востока, и не покрывается ныне ни водами и осадками
моря, ни современным аллювием Куры, огибающей рассматриваемую
зону с запада. Лишь самый южный небольшой участок Карагалинско-
го прогиба, к которому приурочена современная дельта Куры, продол-
жает испытывать погружение. Большая же часть его выражена в рель-
ефе в виде плоской и низкой (21 м ниже уровня моря) морской
аккумулятивной равнины — новокаспийской террасы. Структура Кар-
галинского прогиба осложнена возникшей в его осевой зоне Кюрсангин-
ской брахиантиклиналью юго-юго-восточного простирания относитель-
ной амплитудой (по подошве акчагыла) свыше 1 км. Однако на
поверхности о существовании этого погруженного поднятия свидетель-
ствует лишь приуроченный к нему небольшой грязевой вулкан.
Описанные синклинали отделяются на западе от Нижнекуринской
впадины Сальянской антиклинальной зоной. Она пред-
ставляет собой длинную цепочку гребневидных антиклиналей северо-
201
северо-западного — юго-юго-восточного простирания, «нанизанных» на
общую ось, роль которой играет крупный региональный разрыв
(взброс?) с поднятым восточным крылом, местами выраженный на по-
верхности, местами же предполагаемый по геофизическим данным.
Этот разрыв, как и связанная с ним цепочка поднятий, несомненно,
является отражением крупнейшего глубинного шва, отделяющего об-
ласть юго-восточного погружения Большого Кавказа от Нижнекурин-
ской впадины. Вдоль него в течение мезозоя, палеогена и значительной
части неогена большее погружение испытывало восточное крыло, и
лишь в позднеорогенной стадии западное крыло стало опережать его
в скорости опускания, а восточное постепенно, отдельными участками
стало втягиваться в поднятие. Брахиантиклинали Сальянской зоны в
ее северо-западной части расположены довольно близко одна от другой
и осложнены рядом грязевых сопок, а к юго-востоку становятся все
более редкими и слабоприподнятыми. На северо-западе в ядрах их
вскрывается продуктивная толща, а на юго-востоке почти все они (кро-
ме самой крупной Сальянской брахиантиклинали) выражены на по-
верхности в деформациях четвертичных осадков. Формирование скла-
док, начавшееся в конце плиоцена, интенсивно происходило в течение
всего антропогена и продолжается до современности. Сальянский раз-
лом и связанная с ним узкая зона приразломных (шовных) складок
являются, по-видимому, главным юго-восточным продолжением Аджи-
чайского разлома. Выше уже отмечалось, что от него отходит к востоку
несколько субширотных ответвлений, приуроченных к границам Шема-
хинской (Севере-Кобыстанской), Южно-Кобыстанской и Алято-Сальян-
ской ступени. Южная из этих ветвей далее вновь приобретает
юго-юго-восточное направление (Алятский разлом). Южнее уже от
Сальянского разлома ответвляется еще один разлом широтного про-
стирания — Али-Байрамлийский, который также затем принимает юго-
юго-восточное направление, как бы копируя рисунок Алятского разло-
ма. Этот разлом выявляется главным образом по приуроченной к нему
гирлянде брахиантиклиналей с апшероном в ядре и четвертичными от-
ложениями на крыльях, и цепочке связанных с ними грязевых вулка-
нов. По своей морфологии и истории развития Али-Байрамлийская
зона шовных складок сходна с Сальянской; именно она разделяет
Навагинскую и Карагалинскую синклинали.
Таким образом, для рассмотренной выше западной части Апшеро-
но-Кобыстанской периклинальной области очень характерно сочетание
складчатых и разрывных структур двух простираний: северо-северо-за-
падного — юго-юго-восточного (субмеридионального) и запад-северо-
западного — восток-юго-восточного или почти широтного. Структуры
этих направлений часто продолжают друг друга почти под прямым
углом, а иногда и накладываются друг на друга. По мере отдаления
от поднятия Юго-Восточного Кавказа к востоку и перехода в область
развития все более молодых структур значение субширотных («обще-
кавказских» структур) все более уменьшается, уступая ведущую роль
структурам субмеридионального («Каспийского») направления.
Тот же характерный рисунок сочетания структур двух различных
направлений хорошо выявлен и в северо-восточной части периклиналь-
ной области — в Апшеронской зоне (см. рис. 35). В состав ее мы вклю-
чаем не только территорию Апшеронского полуострова, но и полосу
акватории Каспия шириной до 15—30 км, прилегающую к полуострову
с севера (так называемая «Северо-Апшеронская акватория») и с вос-
тока (район Апшеронского архипелага), которая представляет собой
крайне мелководную абразионную и абразионно-аккумулятивную под-
водную равнину, почти лишенную четвертичных осадков и сложенную
смятыми в складки и срезанными абразией плиоценовыми отложения-
ми. По своему структурному положению Апшеронская зона служит как
202
бы непосредственным продолжением к востоку — юго-востоку Юго-
Восточного Кавказа и Северо-Кобыстанской (Шемахинской) зоны его
южного обрамления, и через лежащую далее к востоку зону Апшерон-
ского порога связывает поднятие Большого Кавказа с западным пери-
клинальным окончанием Копет-Дагского сооружения. Вопросы тектони-
ки и неотектоники Апшеронской зоны в связи с приуроченностью к ней
огромных нефтяных ресурсов изучены с большой полнотой. Из числа
новейших исследований по этим вопросам следует упомянуть в пер-
вую очередь работы В. Е. Хайна (1950 и др.), И. И. Потапова (1954),
По линии I-I
^^4	^^7
Рис. 36. Геологические профили осевом зоны Юго-Восточного Кавказа (I — I) и Апшеронской
области (II— II). По Б. В. Григорьянцу, 1962
1 — четвертичные отложения; 2— акчагыльскнй и апшеронскнй ярусы; 3— понтический ярус
и продуктивная толща; 4 — палеоген н миоцен; 5—верхний мел (без сеномана); 6 — сено-
ман — готернв; 7 — валанжин
И. Ш. Ширинова (1962), Б. В. Грогорьянца (1962), Г. П. Тамразяна
(1961, 1964 и др.), В. В. Шаркова (1964) и ряд геофизических работ
А. М. Хенкиной, Р. Р. Тумикяна, Э. М. Шекинского, И. О. Цимельзона,
Р. М. Гаджиева и др.
В тектоническом отношении Апшеронская зона в целом в структу-
ре кайнозойского комплекса представляет крупное антиклинорное под-
нятие северо-северо-западного — юго-юго-восточного простирания, об-
рамленное очень глубокой Южно-Каспийской впадиной на юге и менее
глубоким прогибом, являющимся восточным продолжением Кусарского
краевого прогиба, на севере. Таким образом, в поперечном сечении
Апшеронская антиклинальная зона несколько асимметрична. В про-
дольном направлении ее шарнир с рядом ундуляций погружается
к востоку, в связи с чем амплитуда поднятия Апшеронской зоны отно-
сительно смежных депрессий уменьшается (рис. 36). Особенно резкое
погружение всех структур Апшеронского полуострова к юго-востоку
происходит по зоне уже упоминавшегося Аджикабул-Мардакянского глу-
бинного разлома юго-западного — северо-восточного простирания.
К юго-востоку от нее появляются отложения бакинского яруса, сильно
возрастают мощности верхнего и среднего плиоцена, а подошва послед-
него погружается на 1—2 км. По данным повторного нивелирования,
современные поднятия с амплитудой 2—2,5 мм j год к юго-востоку от
этого глубинного разлома сменяются опусканиями порядка 1,5—
203
3 мм/год (Тамразян, 1960). К зоне этого глубинного разлома, а также
к другой параллельной ей зоне, проходящей несколько южнее через
район Баку, приурочены цепи действующих и ископаемых грязевых
вулканов Апшеронского полуострова и нефтевулканические некки и
дайки, обнаруженные в подошве продуктивной толши (Горин и Гадие-
ва, 1959).
Апшеронская антиклинальная зона обладает довольно сложным
складчатым строением. Характер его в разных структурных ярусах ина
разных глубинах оказывается существенно различным, что связано
с длительным и сложным развитием структуры, сопровождавшимся
рядом перестроек тектонического плана. С мезозоя и до начала антро-
погена она испытывала глубокое погружение, достигавшее особенной
интенсивности в среднем плиоцене, когда за относительно короткое
время накопилось до 2—3,5 км песчано-глинистых осадков. Однако уже
в палеогене (а может быть, уже и в мелу) и более ясно в миоцене на
фоне общего погружения в пределах Апшеронской области стали выри-
совываться субширотные зоны относительных поднятий, лежащие на
продолжении основных шовных антиклинальных структур Юго-Восточ-
ного Кавказа. Одна из них, проходившая примерно в 20 км севернее
Апшеронского полуострова («островная зона поднятий», по Григорьян-
цу, 1962), служит, очевидно, восточным продолжением Бешбармакско-
го шовного антиклинория, вторая («центральная зона поднятия»), со-
впадающая с северным побережьем полуострова,— продолжает собой
Алтыагачский шовный антиклинорий на границе Дибрарской и Ковдаг-
ской зон и третья, наиболее отчетливо выраженная,— Южно-Апшерон-
ская зона, проходящая через южную часть полуострова,— лежит на
продолжении границы Ковдагской и Шемахинской зон. На отдельных
участках этих антиклинальных зон осадконакопление временами пре-
кращалось и происходил размыв.
В начале позднеорогенной стадии дифференциальные движения
усиливаются, и начинается формирование конседиментационных склад-
чатых структур, продолжавшееся до антропогена. Стратиграфические
перерывы в основании мэотиса, понта и особенно крупный перерыв
в основании продуктивной толщи в ряде мест сопровождаются возникно-
вением угловых несогласий, достигающих иногда 15—25°. В результате
этих складкообразовательных движений и предсреднеплиоценовбго раз-
мыва продуктивная толща в пределах некоторых участков северной и
центральной антиклинальных зон ложится на разные горизонты миоцена,
палеогена и даже верхнего мела. Эти две зоны в начале среднего плио-
цена временно объединяются в обширное поднятие, погружающееся
к востоку. Вместе с тем, с мэотиса и все более отчетливо в плиоцене
начинает выступать новый тектонический план, связанный с интенсив-
ным углублением почти поперечной по отношению к субширотным
структурам Юго-Восточного Кавказа субмеридиональной Каспийской
депрессии. Этот план проявляется в близкой к долготной ориентировке
изопахит плиоценовых толщ и длительном конседиментационном разви-
тии брахиморфных складок северо-северо-западного — юго-юго-восточ-
ного простирания. Современная складчатая структура Апшеронской
зоны представляет результат своеобразной интерференции этих двух
тектонических планов, более древнего — субширотного и молодого —
субмеридионального. Субширотные направления антиклинальных скла-
док наследуются и наиболее резко выступают там, где они попадают
в пределы наложенных зон поднятий северо-северо-западного — юго-
юго-восточного простирания и где их эффект как бы суммируется, и
«гасятся» там, где на них накладываются молодые субмеридиональные
прогибы. В результате в плиоцен-четвертичном комплексе отложений
возник ряд антиклинальных и синклинальных поясов северо-западно-
го — юго-восточного простирания, косо пересекающих всю апшеронскую
204
антиклинальную зону и состоящих из ряда ундулирующих брахискла-
док, с извилистыми осями, которые по простиранию часто и резко
меняют свою ориентировку от меридиональной до северо-западной —
юго-восточной и широтной, к числу этих складчатых поясов принадле-
жат (с запада на восток): Западно-Апшеронский синклинальный (меж-
ду Насосной и Баку), Центрально-Апшеронский антиклинальный,
Восточно-Апшеронский синклинальный, Камни Два Брата — Калинский
Рис. 37. Структурная схема пиоцеи-аитропогеиового этажа восточной части Апше-
ронской области (по данным сейсмических исследований). По Б. В. Григорьянцу,
1962
/ — оси антиклинальных поясов; 2 — оси синклинальных поясов: 3 — изолинии услов-
ного сейсмического горизонта
антиклинальный, Шоулано-Зыринский синклинальный и, наконец, анти-
клинальный пояс Апшеронского архипелага (рис. 37). Последний в свою
очередь состоит из нескольких кулисно подстилающих одна другую це-
почек антиклинальных структур, приобретающих на востоке выдержан-
ное общекавказское простирание.
Сравнительно узкие, извилистые в плане, ундулирующие антикли-
нали в плиоценовых слоях обладают обычно довольно пологим сводом,
разбитым сбросами растяжения; ниже в глинистых породах миоцена
и палеогена форма замка становится более узкой, гребневидной и не-
редко осложняется взбросами и крутыми надвигами, а иногда и явле-
ниями диапиризма, связанными с нагнетанием пластичного глинисто-
го вещества в своды складок. Нередко антиклинали сочетаются в
кольцевые зоны. Гораздо более широкие плоские овальные или почти
округлые в плане мульды выполнены значительно более мощными, чем
в антиклиналях, толщами плиоцена, а в южной части зоны и низов
плейстоцена. Таковы Бакинская мульда, обширная наложенная мульда
в западной части Северо-Апшеронской акватории и т. д.
Развитие описанных структур происходило весьма длительно
в основном конседиментационно, в течение всего плиоцена и заверши-
лось только в плейстоцене одновременно с прекращением погружения
и вовлечением Апшеронской зоны в общее абсолютное слабое подня-
тие. Этот процесс в северо-западной части Апшеронского полуострова
205
начинается в конце апшерона, в течение бакинского и хазарского веков,
постепенно распространяется на большую часть его площади, а его
крайнюю юго-восточную часть затрагивает лишь в конце плейстоце-
на — голоцене. Четвертичные поднятия не только разновременно за-
хватывали разные части рассматриваемой зоны, но и обладали различ-
ной интенсивностью (рис. 38). Наиболее значительными были они в
западной и средней частях Апшеронского полуострова, более слабы-
ми — в его восточной части и в пределах Северо-Апшеронской акватории
и Бакинского архипелага, где растущие локальные структуры успевали
полностью срезаться абразией. В пределах антиклинальных зон в за-
падной и центральной частях Апшеронского полуострова местами на-
блюдаются значительные наклоны бакинских и нижнехазарских отло-
жений, достигающие 10—30°, а иногда более 40—45°. Амплитуда
послебакинских дифференциальных движений составляет 500—600 м.
Апшеронский полуостров представляет, по-видимому, единственный
участок побережья Каспия, где деформированы уровни всех морских
четвертичных террас, вплоть до голоценовой новокаспийской террасы.
В частности, верхняя хазарская терраса в западной части полуострова,
на хр. Мишовдаг локально поднята до +330 м, т. е. на 100 м выше ее
обычного положения на других участках Кавказского побережья. Начи-
ная с позднехазарского времени движения были менее интенсивными
и дифференцированными, но на фоне общего поднятия в пределах всех
трех синклинальных поясов сохранились участки относительных или
даже слабых абсолютных опусканий. За исключением Сумгаитской
мульды, они в основном приурочены к южному побережью Апшерон-
ского полуострова (Бакинская мульда, коса Шахова и др.), где про-
исходит погружение шарниров всех складок к юго-востоку, в сторону
Южно-Каспийской впадины.
Южно-Каспийская остаточная геосинклиналь
Между Апшероно Кобыстанской и Прибалханской периклинальны-
ми областями, расположенными на окончаниях поднятий Большого
Кавказа и Копет-Дага, находится зона очень глубоких мезо-кайнозой-
ских погружений. Она лежит в пределах той же Крымско-Кавказско-
Копет-Дагской альпийской геосинклинали, на месте которой возникли
одноименные складчатые сооружения, и рассматривается нами как ее
реликт. В пользу геосинклинальной природы Южно-Каспийской облас-
ти говорит установленная в ее северо-западной части глубинным сей-
смозондированием огромная мощность осадочного комплекса — до
20—25 км, который, по-видимому, непосредственно подстилается «ба-
зальтовым» слоем (Гагельганц и др., 1953). Большая часть осадочного
«слоя», вероятно, не менее 15 км,— приходится на долю мезо-кайнозой-
ских отложений; из них до 5—7 км накопилось в течение позднеороген-
ной стадии. Таким образом, скорость погружения в Южно-Каспийской
геосинклинали все более возрастала. Однако интенсивность погружения
разных частей Южно-Каспийской области в течение новейшей стадии
была неравномерной, и на ряде участков оно сопровождалось ростом по-
логих конседиментационных складок, некоторые из которых испытывали
не только относительное, но и абсолютное поднятие.
О структуре и характере новейших движений в области Южного
Каспия мы можем судить главным образом по данным морских струк-
турно-геоморфологических исследований (Соловьев, Кулакова и др.,
1962; Шарков, 1964 и др.), изучения современных и новейших осадков
морского дна (Кулакова и др., 1962; Маев, 1964 и др.), морских геофи-
зических работ (Маловицкий, 1964; Косминская и др., 1962; Корнев,
1962, 1964; Шапировский, Тумикян и Др.), бурения на островах и мел-
206
шпики Лп шсронского полу-
острова. По Н. Ш. Шири-
нову, 1962
I — интенсивность
проявления новей-
hi н х движений: 1 —
участки активных дифферен-
циальных верхнеплиоцен-че-
твертнчных поднятий; 2 —
участки значительных диф-
ференциальных средне- и
верхнечетвертичных подня-
тий, унаследованных с верх-
него апшерона н нижнече-
твертичного времени; 3 —
участки умеренных верхие-
четвертичных поднятий; 4 —
участки слабых верхнечет-
вертичных поднятий (относи-
тельных опусканий). II —
элементы новейшей
тектоники, выраженные
в современном рельефе: 5 —
антиклинальные хребты и
гряды; 6 — моноклинальные
гряды и гребни; 7 —синкли-
нальные прогибы; 8 — текто-
нические нарушения (сбросы
и иадвигн); линнн нарушений
проведены по данным Д. В.
Голубятникова (1927, 1931);
В. В. Вебера (1932) и Н. Н.
Потапова (1954); 9 — дефор-
мация четвертичных морских
террас (возраст отложеиий,
нх азимут и углы падения);
10 — грязевые вулканы. III —
береговые линии: 11—
максимального распростра-
нения нижнехазарской (гюр-
гянской трансгрессии (310 м)',
12 — максимального рас-
пространения верхнехазар-
ской трансгрессии (90 м) Q2 ;
13 — максимального распро-
странения ннжнехвалынской
трансгрессии (50 м) Qhj; 14 —
максимального распростране-
но—22 м) Q]v IV — н е к о т о р ы е э л е м е н т ы
уклона;
SZHT.?bHb,X иеглубокофокусных землетрясений силой в 7 баллов и более за
землетрясений в 8 баллов
ния верхнехвалынской трансгрессии (0 м) Ош ; 15 — максимального распространения новокаспийской трансгрессии (2Л "2	л	-
рельефа: /6 - древние речные долины и направления их стока; /7 - древние поверхности выравнивания (Q_ qI'*)’ и направление' их
«-современные оползни. V —сейсмические элементы: /9 —эпицентры г—..........................— - - •	1	'
120 лет; 20 -эпицентры отдельных землетрясений силой в 6 баллов и менее, зарегистрированных в’течениё'ю’лет"’'?/-район" "проявления
в 1842 г. (по Н. В. Малиновскому, 1948 г.).
ководных участках Южного Каспия (Путкарадзе и др.), а также
привлечения данных по тектонике побережий Каспийского моря. Этих
данных еще недостаточно для полного представления о структуре и но-
вейших движениях в рассматриваемой области, но главные черты ее
тектоники и неотектоники с некоторой условностью уже можно наме-
тить (рис. 39). В пределах Южно-Каспийской остаточной геосинклинали
мы выделяем пять основных зон, отличающихся по структуре верхней
части осадочного чехла, рельефу и характеру новейших движений. Это
| Q \2 |	|<7 | <ДШД> \4 |
Рис. 39. Структуры, выявленные или изученные сейсморазведкой МО В на Южном
Каспии, по С. П. Вартанову и др., 1965
/ — оси тектонических и антиклинальных складок; 2 — контуры структур; 3 — эксплу-
атационные площади; 4 — структуры, введенные в глубокое разведочное бурение;
5 — структуры, детально изученные н подготовленные к глубокому разведочному
бурению
антиклинальная зона Апшеронского порога и Приапшеронско-Келькор-
ский прогиб к северу от него, складчатые зоны западного и северо-вос-
точного крыльев Южно-Каспийской глубоководной впадины и, наконец,
ее центральная часть.
Первые две зоны образуют северное крыло Южно-Каспийского гео-
синклинального прогиба, посредством которого он сочленяется с эпи-
герцинской Скифско-Туранской платформой. В этой полосе по направ-
лению к югу происходит очень резкое, вероятно, ступенчатое по глубо-
ким разломам погружение палеозойского складчатого фундамента и
быстрое возрастание мощности мезо-кайнозойского осадочного чехла,
в особенности верхнетретичных и четвертичных осадков. На фоне об-
щего погружения слоев к югу отчетливо намечается цепочка слегка
кулисно расположенных антиклиналей запад-северо-западного — во-
сток-юго-восточного простирания, объединяющихся в единую антикли-
нальную зону Апшеронского порога, связывающую Челекенскую зону
поднятий с зоной поднятий Апшеронского архипелага. Очевидно, ее
можно рассматривать как современную частную геоантиклиналь (инт-
рагеоантиклиналь) между окончаниями Большого Кавказа и Копет-
Дага. Крылья, своды и периклинали некоторых антиклиналей ослож-
208
йены продольными разрывами и грязевыми вулканами. Шарнир анти-
клинальной зоны, ундулируя, в общем максимально погружается на
среднем ее участке, где подошва верхнего плиоцена опускается в сво-
дах антиклиналей до 1—2 км, и воздымается к западу и к востоку
(рис. 40).
Непосредственно севернее антиклинальной зоны Апшеронского по-
рога протягивается Приапшероно-Келькорский прогиб, имеющий фор-
му линейного желоба с ундулирующим шарниром. Подошва верхнего
плиоцена в его осевой части опущена до —2 —-3 км. Западная цент-
Рис. 40. Тектоническая схема Апшеронского порога. По С. Я- Раппопорту, Н. М. Шапировскому
и Ю. Г. Ганбарову (1960)
Структуры, выявленные и изученные сейсморазведкой: 1 — нм. 28 апре-
ля; 2— нм. 26 Бакинских комиссаров; 3 — Промежуточная (Центрально-Порожная); 4 — банка Ли-
ванова; 5 — нм. 40-летня Азербайджана; 6 — морское продолжение Центрально-Прибалханской
зоны поднятия; 7—Челекено-Губкинское поднятие; 8 — выступ платформы, а — нзолннин услов-
ного сейсмического горизонта, соответствующего кровле сабунчинской свнты; б — изолинии услов-
ного сейсмического горизонта «К», соответствующего кровле красноцветной толщн; в — ось Апше-
роно-Челекенекой антиклинальной линии; г — зоны нарушений
риклиналь прогиба находится севернее восточной оконечности Апше-
ронского полуострова. На севере западный участок прогиба отделяется
небольшой антиклиналью (им. 40-летия Азербайджана) от восточного
центриклинального окончания Кусарского краевого прогиба. Таким
образом, Приапшероно-Келькорский прогиб кулисно представляет его
на юго-востоке (подобно тому, как Кусарский прогиб кулисно подстав-
ляет Терский прогиб) и формально по своему структурному положению
и морфологии может рассматриваться как звено единой системы крае-
вых прогибов, обрамляющих с севера сооружения Кавказа и Копет-
Дага. Но в отличие от типичных краевых прогибов этой системы он
очень узок, целиком лежит на геосинклинальном основании, не запол-
няется типичными молассами (во всяком случае, верхними молассами)
и, что самое главное, отграничивает от платформы не зрелое складча-
тое сооружение, а геоантиклиналь, испытывающую лишь относительное
поднятие на фоне общего погружения. Поэтому правильнее рассматри-
вать Приапшероно-Келькорский желоб как внешний частный геосин-
клинальный прогиб (внешнюю интрагеосинклиналь) Южно-Каспийской
остаточной геосинклинали.
По данным сейсморазведки (Тумимян, 1961) обе описанные выше
зоны складок северного борта Южного Каспия прослеживаются до
глубины, по крайней мере, порядка 7—8 км-, вверх по разрезу углы па-
дения на крыльях уменьшаются от 10—20° до нескольких градусов и,
наконец, почти до нуля; осложняющие складки разрывы вверх также
затухают. Все это явно говорит о длительном конседиментационном
развитии складок, по-видимому, происходившем с начала позднеоро-
14 0731
209
генной стадии, а может быть, начавшемся даже несколько раньше. Но
в современном рельефе эти структуры получают относительно слабое
и обобщенное выражение в виде широкой подводной седловины Апше-
ронского порога, разделяющей ванны Среднего и Южного Каспия. Ось
ее проходит несколько севернее оси антиклинальной зоны. Большая
часть перемычки относится к шельфу с глубинами, не превышающими
50—100 м, и лишь на коротком среднем участке седловины они увели-
чиваются до 150—200 м. На субширотные структуры среднего участка
порога «наложен» более молодой пологий меридиональный прогиб,
погружающийся и расширяющийся к северу, где он переходит в восточ-
ную часть впадины Среднего Каспия. В пользу предположения о мо-
лодости и тектонической природе этого меридионального прогиба гово-
рит наличие на обоих его склонах, ниже бровки современного шельфа,
на глубинах 180—215 м бровки более древнего шельфа.
Геологическая история Апшеронского порога в антропогене выясне-
на пока недостаточно и вызывает разногласия. Согласно данным
М. В. Кленовой (1962), в восточной и средней наиболее пониженной
части Апшеронского порога на обширной площади обнаружены выхо-
ды песчано-глинистых осадков, содержащих остатки остракод бакин-
ского яруса, перекрытые лишь ничтожной пленкой современных осад-
ков (не более 5—10 см); хазарские и хвалынские осадки здесь
отсутствуют. На крутом южном склоне среднего участка порога
М. В. Кленова и С. Ф. Соловьев (1954) отмечают долины эрозионного,
по их мнению, происхождения, углубленные более чем на 200 м в его
поверхность. М. В. Кленова предполагает, что в конце бакинского века
зона Апшеронского порога испытала поднятие, подверглась выравни-
ванию в субаэральных условиях и лишь в послехвалынское время
вновь опустилась на 100—200 м под воды Каспия. Последующие де-
тальные исследования донных осадков Каспия, проведенные Е. Г. Мае-
вым (1964), подтвердив почти полное отсутствие в пределах значитель-
ной части Апшеронского порога новокаспийских осадков, вместе с тем
показали, что за «бакинские» глины М. В. Кленовой ошибочно прини-
мались отложения горизонта послехвалынской регрессии, согласно
подстилаемые фаунистически охарактеризованными верхнехвалынскими
осадками (рис. 41). Признаки субаэрального режима в плейстоцене
в зоне Апшеронского порога этим исследователем отрицаются. Тем
самым наземно-эрозионная природа ложбин на южном склоне Апше-
ронского порога также ставится под сомнение; возможно, они связаны
с деятельностью суспензионных потоков, установленных в ряде районов
Южного Каспия, или имеют тектоническое происхождение, в пользу
чего говорит совпадение осей этих ложбин с простиранием достоверно
установленных молодых складок северо-восточного крыла Южно-Кас-
пийской впадины.
Складчатая зона западного крыла Южно-Каспийского прогиба
представляет собой меридионально вытянутый пояс шириной около
100 км, прилегающий с востока к западному побережью Южного Кас-
пия. Он располагается на юго-восточном погруженном продолжении
почти всех складчатых зон Апшероно-Кобыстанской периклинальной
области — от Алято-Сальянской до Апшеронской (кроме складок Апше-
ронского архипелага) и как бы отражает более раннюю стадию раз-
вития этих зон — стадию продолжающегося до современности общего
погружения, на фоне которого происходит рост пологих крупных кон-
седиментационных антиклинальных складок. Каждая из этих складок
(или точнее их цепочек, состоящих из четковидно расположенных бра-
хиантиклиналей), общее число которых достигает 7—8, служит продол-
жением складок, установленных северо-западнее в пределах суши.
По мере движения в сторону моря оси всех складок постепенно вееро-
образно расходятся и в общем изменяют свое простирание с северо-за-
210
падного — юго-восточного на строго долготное, но некоторые складки
в пределах акватории коленчато изгибаются и расщепляются. По ха-
рактеру рельефа в этой зоне отчетливо различаются две ступени, почти
поперечные к простиранию складок: западная, принадлежащая шель-
фу с глубинами до 50—100 м, местами до 150 м, и восточная, относя-
щаяся к континентальному склону и глубоководной части Южно-Кас-
Рис. 41. Профили дна и распределение осадков в центральной части Апшерон-
ского порога. По Е. Г. Маеву
1 — новокаспнйский ярус; 2 — горизонт послехвалынской регрессии; 3 и 4 — хва-
лынскнй ярус, а — глубины моря, м\ б — мощности донных отложений, м
пийской котловины с глубинами до 800—900 м. Граница их проходит
с северо-северо-востока на юго-юго-запад почти параллельно берегу
Каспия. Различие между ступенями обусловлено разными скоростями
погружения и седиментации и разными соотношениями между ними.
В западной, мелководной ступени (или ступени Ба-
кинского архипелага), куда поступает много терригенного материала,
осадконакопление в синклиналях практически полностью компенсирует
погружение; в пределах антиклиналей в зоне действия волновых про-
цессов либо накапливаются сравнительно более грубые и маломощные
осадки (когда относительная скорость роста антиклиналей меньше
скорости общего погружения), либо происходит абразия ранее нако-
пившихся осадков (когда скорость роста антиклиналей равна или боль-
ше скорости общего погружения). Так, например, на сводах ряда
антиклиналей, выявленных вблизи побережья Каспия между мысом
Сангачал и устьем Куры, четвертичные осадки практически отсут-
14»
211
ствуют, и на поверхности дна выступают породы апшерона, акчагыла
(иногда он полностью отсутствует) или продуктивной толщи. На по-
верхности шельфа антиклинали выделяются в виде мелких островов
и банок, как пологие увалы или участки скульптурно-грядового абра-
зионного рельефа морского дна, разделенные несколько пониженными
участками аккумулятивных равнин, отвечающих синклиналям. Бровка
шельфа на участках пересечения ею антиклиналей образует фестонча-
тые выступы в сторону глубоководной части Южного Каспия.
В пределах более опущенной восточной ступени, с глу-
бинами от 100 до 900 м складки получают в рельефе дна моря более
отчетливое прямое геоморфологическое выражение: пологим антикли-
налям соответствуют субмеридиональные подводные гряды относитель-
ной высотой до 300—500 м, а синклиналям — более широкие, корыто-
образные или плоскодонные желоба. Склоны гряд обычно пологи (от
1° до 6—8°), но в отдельных местах достигают 10—16°. Скорости осад-
конакопления в этой глубоководной части Южного Каспия в общем
в несколько раз меньше, чем на западной, шельфовой ступени. По дан-
ным Е. Г. Маева (1962, 1964) мощности новокаспийских осадков на
западном шельфе местами достигают нескольких десятков метров,
а в глубоководной зоне Южного Каспия падают до 1—3 м. При этом
на антиклинальных хребтах они оказываются в 1,5—3 раза меньше,
чем в смежных синклинальных ложбинах. Той же закономерности под-
чинено и распределение мощностей нижележащего горизонта послехва-
лынской регрессии. На склонах крупных подводных хребтов установле-
ны подводные оползни и суспензионные потоки, материал которых
поступает в глубоководные синклинальные депрессии, способствуя на-
коплению в них относительно мощных осадков. В пределах антикли-
нальных гряд происходит относительное обогащение осадков крупно-
зернистым материалом. Приведенные данные свидетельствуют о
длительном конседиментационном росте складчатых структур, продол-
жающемся до современности и сказывающемся в рельефе, мощностях
и фациях осадков.
Сейсмическими исследованиями установлено, что складчатые струк-
туры западной зоны Южного Каспия прослеживаются в глубину на
несколько километров и захватывают, во всяком случае, весь комплекс
кайнозойских отложений. Крутизна слоев на крыльях и амплитуда
складок книзу увеличивается и в отложениях продуктивной толщи она
достигает уже 2—3 км (рис. 42).
Как в пределах шельфа, так и в глубоководной части описываемой
складчатой зоны обнаружен ряд активных грязевых вулканов, линз
грязевулканической брекчии и разрывных нарушений, приуроченных
к антиклинальным поднятиям. С этими нарушениями связаны выходы
углеводородных газов и высачивание глубинных высокоминерализо-
ванных вод (Маев, 1964).
Складчатая зона восточного крыла Южно-Каспийской впадины во
многом сходна с зоной западного крыла, но значительно шире нее.
Дугообразные в плане складки этой зоны изменяют простирание от
субмеридионального в южной части до северо-восточного и даже во-
сток-северо-восточного в северной. Как и на западном крыле выделяют-
ся две ступени. Во внутренней, относительно глубоководной ступени
складки отчетливо выражены в рельефе дна в виде пологих антикли-
нальных хребтов (наиболее крупный из них — хр. Абиха) и синкли-
нальных ложбин, но различия глубины здесь не превышают 100—200 м.
Структура широкой внешней шельфовой ступени расшифрована пока
недостаточно; выделены лишь единичные складки субмеридионального,
а в самой северной ее части, прилегающей с юга и юго-запада к полу-
острову Челекен,— субширотного простирания. По-видимому, развитие
складок в антропогене здесь было менее интенсивным, чем в соответ-
212
Рис. 42. Сейсмические профили МОВ, пересекающие западное крыло (А н Б) и центральную
часть (В) Южно-Каспийской впадины (данные КМГР). По Р. М. Гаджиеву, 1965	-
ствуюшей зоне западного крыла Южно-Каспийского прогиба, и поэтому
в структуре верхней части четвертичного покрова и в рельефе они
выражены слабо. По данным сейсморазведки (Маловицкий, Вартанов.
1961; Чамо, 1962) и отчасти бурения, восточная часть рассматриваемой
зоны характеризуется огромными мощностями четвертичных (до 1,3—
2 км), верхнеплиоценовых (свыше 1 км) и особенно нижне- и средне-
плейстоценовых (до 3—4 км) отложений, что говорит об исключитель-
но интенсивном (до 6 км и более) новейшем погружении.
Ряд исследователей предполагает существование в пределах запад-
ной части Туркменского шельфа глубоко погруженного срединного
массива по своему структурному положению, возможно, аналогичного
погребенному Нижнекуринскому срединному массиву.
Северо-восточнее на продолжении зоны Апшеронского порога рас-
положена Прибалханская периклинальная область западного погруже-
ния Копет-Дага, являющаяся как бы зеркальным отражением структур
Апшерон-Кобыстанской периклинальной области. В частности субши-
ротная Челекенская антиклинальная зона является полным гомологом
Апшеронской.
Таким образом, мы видим большое сходство в характере новей-
шей структуры и тектонического развития западного и восточного
крыльев Южно-Каспийского геосинклинального прогиба и обрамляю-
щих их периклинальных зон Большого Кавказа и Копет-Дага.
Центральная зона Южно-Каспийского прогиба между складчаты-
ми зонами его западного и восточного крыльев, морфологически выра-
жена в виде области максимальных глубин дна. Северный ее участок
представляет узкий субмеридиональный плоскодонный желоб, с глу-
бинами 900—1000 м (наибольшая измеренная глубина в Южном Кас-
пии—995 лг), как бы зажатый между почти вплотную смыкающимися
антиклинальными грядами обоих крыльев и дающий ответвления
в синклинальные желоба последних. Эхолотные исследования и изуче-
ние донных осадков указывают на увеличение мощности новейших от-
ложений в центральной зоне Южного Каспия относительно смежных
структур. На севере плоское дно центральной зоны прогиба начинает
несколько расширяться, заворачивая к северо-востоку, поверхность его
поднимается до — 500 м, и она сочленяется здесь со средним, наибо-
лее опущенным участком Апшеронского порога. Южный участок цент-
ральной зоны, имеющий северо-западное — юго-восточное простирание,
гораздо шире северного (до 100 км), но его плоское дно отличается
несколько меньшими глубинами (800—900 м). К сожалению, этот
участок, почти целиком лежащий вне территории СССР, батиметри-
чески изучен слабо, а геофизически — вовсе не исследован. Поэтому
остается не выясненным и характер сочленения Южно-Каспийского
прогиба с сооружением Эльбурса и проходящим вдоль его северного
борта Предэльбурсским прогибом *.
Таким образом Южно-Каспийский остаточный геосинклинальный
прогиб представляет собой область исключительно интенсивных унасле-
дованных новейших опусканий (до 6 км и более), очевидно, не пол-
ностью компенсируемых седиментацией. По-видимому, со всех сторон
* Анализ палеогеографических данных позволяет высказать предположение о су-
ществовании с конца миоцена до среднего плиоцена поднятия, разделявшего Южно-
Каспийскую впадину и Предэльбурсский прогиб. В отличие от первой в последнем от-
сутствуют меотис, понт и продуктивная толща, и отложения со среднесарматской фау-
ной. перекрываются осадками с фауной акчагыльского типа (см. последнюю главу
этой книги). В пределах предполагаемого субшпротного поднятия в настоящее время
выявлена сейсмическими работами (Исмайлов, Гасанов, 1966) зона погребенных ши-
ротных складок, не проявляющихся в самой верхней части осадочной толщи мощ-
ностью 3 км и, вероятно, отвечающей верхнему плиоцену — антропогену. В рельефе
дна эта зона также не выражена. По-видимому, субширотная зона поднятий в Южном
Каспии развивалась до среднего плиоцена, а затем была вовлечена в общее погружение.
214
прогиб ограничен глубокими ступенчатыми разломами фундамента,
папаллельными его бортам. Они затухают в верхних горизонтах оса-
дочного комплекса — в породах плиоцена — антропогена, но в них
активно развиваются крупные пологие конседиментационные складки,
по-видимому, генетически связанные с подвижками по глубоким разло-
мам фундамента. Огромные мощности осадочного комплекса (до 20—
25 км), вовлечение прогиба в процесс складкообразования и рассечение
рядом «живых» глубинных разломов, способствующих усилению тепло-
вого потока, дают основание предполагать, что в нижних горизонтах
осадочного комплекса, выполняющего прогиб, уже началось или долж-
но начаться преобразование «осадочного» слоя в «гранитно-метамор-
фический» слой, а сам Южно-Каспийский геосинклинальный прогиб,
вероятно, находится на грани «замыкания», т. е. вступления в процесс
общей инверсии, который, в конце концов, приведет к превращению его
в складчатое сооружение.
Обращает на себя внимание необычная, поперечная к простиранию
геосинклиналей Большого и Малого Кавказа, Копет-Дага и Эльбурса
(и возникших на их месте горных сооружений) ориентировка Южно-
Каспийского прогиба и его складчатых структур. Однако подобный
своеобразный структурный рисунок не является чем-то исключительным
в пределах альпийского пояса Юго-Западной Евразии. В частности,
как это было отмечено В. Е. Хаиным (1964), поразительно сходный
тектонический «узор» имеет место в пределах области развития более
зрелых структур того же пояса несколько восточнее, на границе Ирана
и Афганистана.
В северной части этой области простираются субширотно ориен-
тированные погружающиеся к востоку структуры Туркмено-Хоросан-
ских гор играющие роль, аналогичную Большому Кавказу и Апшерон-
скому порогу. Севернее расположена глубокая Мургабская платфор-
менная впадина — аналог Среднекаспийской впадины. Складчатые
структуры расположенных южнее внутренних зон Альпийского пояса
близ долготной Иранско-Афганской границы резко поворачивают к юго-
востоку (в Иране) и к юго-западу (в Афганистане), и постепенно по-
гружаются к югу. При этом они соответственно огибают Восточно-
Иранский (Лутский) и Южно-Афганский срединные массивы, по своей
позиции аналогичные Нижнекуринскому массиву и Южно-Каспийскому
(?) массиву (массиву Година).
А1еридиональная зона стыка «Иранских» и «Афганских» структур
по своему тектоническому положению и рисунку соответствует цент-
ральной зоне Южно-Каспийского прогиба. В отличие от смежных склад-
чатых зон, она продолжает испытывать относительное, а может быть,
и абсолютное погружение и выражена в виде цепочки тектонических
впадин, внутренние части которых занимает ряд бессточных озер. Эту
меридиональную зону можно назвать Ирано-Афганским прогибом.
Структурная аналогия Каспийской и Ирано-Афганской областей
заставляет предполагать общую причину, обусловившую сходство их
тектонического плана. Общей для них тектонической особенностью
является наличие глубоких и протяженных субмеридиональных зон
погружения, поперечных к простиранию альпийского пояса и выходя-
щих на севере (а может быть и на юге) за его пределы. Заложение
этих зон контролируется, по-видимому, крупнейшими субмеридиональ-
ными глубинными разломами; в течение большей части альпийского
цикла в них господствовала обстановка некоторого растяжения земной
коры (в направлении, поперечном к простиранию пояса Тетиса), на
поздних стадиях этого цикла на отдельных участках, вероятно, времен-
но сменявшаяся некоторым ее сокращением; с последним возможно
связаны современные складкообразовательные движения в Южно-Кас-
пийском прогибе.
215
Керченско-Таманская область поперечного погружения
Область сочленения сводово-глыбовых сооружений Большого Кав-
каза и Крыма по тектоническому положению, структуре и истории раз-
вития во многом сходна с областью сочленения Большого Кавказа п
Копет-Дага. Подобно последней Керченско-Таманская область пред-
ставляет собой относительно погруженный по сравнению с Большим
Кавказом и Крымом поперечный сегмент Крымско-Кавказской геосин-
клинали с затянувшимся геосинклинальным погружением (поперечный
прогиб), отдельные зоны которого завершали свое опускание и подвер-
гались складкообразованию либо в конце раннеорогенной стадии, либо
в течение позднеорогенной стадии, а некоторые участки продолжают
испытывать дифференциальные погружения и складчатость вплоть до
современности. Сходны также морфология складчатых форм (гребне-
видные брахискладки), их длительное конседиментационное развитие,
широкое проявление диапиризма и грязевого вулканизма в течение
всей позднеорогенной стадии и т. д.
Вместе с тем Керченско-Таманская область отличается от области
сопряжения Большого Кавказа и Копет-Дага рядом существенных осо-
бенностей. Прежде всего вследствие близости сооружений Большого
Кавказа и Горного Крыма эта область значительно короче последней
(всего 150 км против 500 км), в связи с общим сужением Крымско-
Кавказской геосинклинали к западу — значительно уже ее (50—100 км
против 300 км) и вследствие некоторого «вырождения» геосинклинали
в западном направлении отличается значительно меньшей амплитудой
погружения в орогенном этапе (не более 3—4 км против 8—10 км)
и особенно в позднеорогенной стадии (не свыше 1—1,5 км против 6 км
и более) и ничтожной амплитудой последующих поднятий (десятки —
первые сотни метров). С узостью и «вырожденностью» Керченско-Та-
манской области поперечного погружения связаны значительно боль-
шая простота ее строения и большая тектоническая «зрелость». Мы
видим здесь не две обособленные периклинальные области, разделен-
ные реликтовым геосинклинальным прогибом, как на востоке, а по
существу единую область относительного погружения между сооруже-
ниями Крыма и Кавказа и вместе с тем область относительного подня-
тия по сравнению с обрамляющими ее Кубано-Индольским прогибом
на севере и Черноморской впадиной на юге, сформировавшуюся на
месте существовавшего здесь в начале орогенного этапа остаточного
геосинклинального прогиба. В отличие от Апшероно-Кобыстанской
и Прибалханской областей, представляющих собой периклинальные
окончания какого-либо одного сводово-глыбового сооружения, Керчен-
ско-Таманская область представляет (в самом общем плане) участок
слияния периклинальных окончаний двух сооружений Большого Кав-
каза и Горного Крыма.
Далее, если оси поднятий Юго-Восточного Кавказа и северо-запад-
ной части Копет-Дага вытянуты приблизительно по одной линии, к ко-
торой приурочены и зоны их периклинальных окончаний, то поднятия
Северо-Западного Кавказа и Горного Крыма расположены друг отно-
сительно друга кулисообразно, что отмечалось уже не раз (В. В. Бе-
лоусов, М. В. Муратов и др.). В последнее время морской сейсмораз-
ведкой, проведенной к югу от Таманского полуострова (Маловицкий,
Бокун, Мартынова, 1963), было выяснено, что складчатые структуры
северо-западного окончания Большого Кавказа, точнее, Анапско-Агой-
ской зоны, сложенной верхнемеловым и нижнепалеогеновым флишем,
уходящие в районе Анапы под воды Черного моря, не продолжаются
далее к западу-северо-западу, а круто поворачивают к югу, приобретая
к югу от Керченского прогиба запад-юго-западное простирание, при-
мерно совпадающее с зоной континентального склона. По-видимому,
216
с этим связан поворот гравитационного максимума Северо-Западного
Кавказа в районе Анапы к юго-западу. Насколько далеко к западу
продолжаются под водами Черного моря структуры Северо-Западного
Кавказа — пока не достаточно ясно. Не исключено, что самая южная
тектоническая зона Восточного Крыма — Меганомский синклинорий —
является продолжением Новороссийского флишевого синклинория, со-
ставляющего основу сооружения Северо-Западного Кавказа. Однако
более вероятно, что поднятие Северо-Западного Кавказа заканчивается
уже в 30—40 км западнее Анапы, так как здесь замыкается резкий
Анапский гравитационный максимум, характерный для северо-запад-
ного окончания Кавказа, а проведенным несколько западнее на мери-
диане Керченского прогиба профилем ГСЗ продолжение структур
Большого Кавказа не было отмечено.
Структуры северного крыла северо-западного окончания Кавказа
испытывают резкое поперечное опускание значительно восточнее — уже
в районе Анапы, где посредством двух сближенных поперечных флек-
сур (глубинных разломов) — Гостагаевской и Анапской (Джигинской),
мел, палеоген и миоцен погружаются к западу под покров плиоценовых
отложений самой юго-восточной части Керченско-Таманской области.
Этот небольшой ее участок, расположенный к югу и юго-востоку от Ки-
зилташского лимана, может рассматриваться как элемент структуры
периклинального окончания Северо-Западного Кавказа. Западное про-
должение этой периклинальной зоны, которую мы называем Витязев-
ской (по приуроченному к ней Витязевскому лиману), очевидно, мож-
но предполагать в пределах южной части Черноморского шельфа к югу
от Таманского полуострова и Керченского пролива.
Большая же часть Керченско-Таманской области, включающая
Керченский и Таманский полуостров, акваторию Керченского пролива
и прилегающую к ней северную часть черноморского шельфа, как пра-
вильно, отмечали ряд исследователей, представляет в структурном и исто-
рико-тектоническом отношении зону периклинального окончания соору-
жения Горного Крыма. Юго-западная часть ее, вместе с южным кры-
лом Крымского сооружения в течение позднеорогенной стадии была
втянута в опускание Черноморской впадины. Таким образом, не только
сами сводово-глыбовые сооружения Большого Кавказа и Горного Кры-
ма, но и их периклинальные зоны расположены кулисообразно и как бы
заходят друг за друга. Более северная, собственно Керченско-Таман-
ская периклинальная зона, связанная с Горным Крымом по простира-
нию к востоку постепенно переходит в структуры южного крыла и
осевой зоны Западно-Кубанского Предкавказского краевого прогиба,
подобно тому, как складчатые структуры юго-западной части Апшеро-
но-Кобыстанской периклинальной области (Алято-Сальянской зоны)
по простиранию в северо-западном направлении переходят в структуры
Куринского межгорного прогиба (Аджиноурской зоны). Поэтому в бо-
лее широком плане, если рассматривать сооружение Большого Кавка-
за вместе с обрамляющими его депрессиями, можно говорить о связи
Керченско-Таманской периклинальной зоны (s. str.) не только с Гор-
ным Крымом, но и с Большим Кавказом. На западе самая северная
часть ее переходит по простиранию в южное крыло Индольского крае-
вого прогиба. Граница периклинальных зон Горного Крыма и Северо-
Западного Кавказа, проходящая через Кизилташский лиман, по-види-
мому, контролируется западным продолжением Ахтырского глубинного
разлома, отделяющего поднятие Северо-Западного Кавказа от Запад-
но-Кубанского прогиба.
Керченско-Таманская периклинальная зона Горного Крыма морфо-
логически представляет крупный погружающийся к востоку антиклино-
рий. По структуре и тектонической истории в нем отчетливо разли-
чаются три поперечных участка (ступени), из которых восточные, бо-
217
лее опущенные, как бы отстают в своем развитии от более за-
падных *.
Самый западный, наиболее приподнятый участок
занимает юго-западную, равнинную часть Керченского полуострова и
прилегающую полоску шельфа Черного моря. Он сложен в основном
глинами майкопской серии, которые смяты в складки восток-северо-
восточного простирания, образуя крупный, круто погружающийся на
восток антиклинорий. Пологие широкие синклинали разделяются более
узкими и сжатыми, нередко гребневидными брахиантиклиналями, при-
уроченными к линейным валообразным структурам. Фациальные изме-
нения, перерывы и мелкие несогласия, наблюдаемые в слагающих это
поднятие породах Майкопа, а также в миоценовых отложениях на его
северном крыле и восточном окончании, позволили установить, что фор-
мирование складчатой структуры происходило конседиментационно;
оно началось еще в олигоцене и практически закончилось в конце
миоцена. Интенсивность погружения в миоцене резко снизилась; к позд-
нему сармату весь участок окончательно вышел из-под уровня моря,
и в дальнейшем испытывал очень слабое, почти не дифференцирован-
ное воздымание. По мнению Н. С. Благоволина (1962), поверхность
этого района в своей основе представляет абразионный верхнемиоце-
новый пенеплен, впоследствии поднятый приблизительно до 100—120 м.
Таким образом, этот участок, хотя генетически и принадлежит к пери-
клинальной зоне, но в позднеорогенной стадии по существу представ-
лял элемент Крымского сводово-глыбового сооружения.
Следующий более опущенный участок периклинальной
зоны занимает северную и восточную часть Керченского полуострова.
В основном он сложен миоценом (наиболее мощным на востоке Кер-
ченского полуострова и в районе Керченского пролива), но в ядрах
многих антиклиналей обнажается Майкоп, а днища ряда синклиналей
заполнены относительно маломощным плиоценом. В северной части
Керченского полуострова складки простираются широтно, а в юго-вос-
точной его части приобретают юго-западное — северо-восточное направ-
ление, как бы обтекая погружающееся к востоку майкопское ядро.
Между широкими пологими ундулирующими синклиналями распола-
гаются более узкие, но также довольно пологие антиклинали («валы»),
осложненные несколько кулисно расположенными брахиантиклиналя-
ми и, реже, куполами. Вследствие уменьшения мощностей терригенно-
карбонатных мелководных миоценовых отложений и выклинивания
отдельных их горизонтов к сводам антиклиналей крутизна падения
слоев на крыльях возрастает вниз по разрезу до нескольких десятков
градусов. В ядрах антиклиналей часто наблюдается диапироидное вы-
жимание пластичного майкопского ядра или даже диапировое проты-
кание им вышележащих миоценовых отложений с выходом на поверх-
ность раздробленных и перемятых майкопских глин.
Для многих антиклиналей восточной и северной частей Керченско-
го полуострова характерны своеобразные осложнения в виде наложен-
ных на их своды или крылья так называемых «вдавленных синклина-
лей» или «вдавленностей», имеющих форму небольших овальных или
округлых мульд, выполненных верхним и, реже, средним миоценом.
Наиболее вероятной причиной их возникновения является компенса-
ционное проседание свода антиклинали в результате древней грязевул-
канической деятельности, приводившей к удалению части глинистого
вещества майкопской серии из ядра складки (Г. А. Лычагин), т. е. про-
* Тектоническое строение Керченско-Таманской зоны описано в ряде работ
И. М. Губкина, М. И. Варенцова. В. В. Белоусова, М. В. Муратова, Г. А. Лычагина,
А. Н. Шарданова и В. П. Пекло и др. Н. Б. Лебедева специально занималась генези-
сом складчатых структур этой области, Н. С. Благоволин изучал геоморфологию и про-
явления новейших движений.
218
цесс, аналогичный формированию вулкано-тектонических депрессий или
кальдер. В пользу этой гипотезы говорит обнаружение в разрезе вдав-
ленных синклиналей мощных линз грязевулканических накоплений
и широкое развитие современного грязевого вулканизма в рассматри-
ваемой зоне. При этом грязевые вулканы располагаются, как правило,
на сводах и крыльях антиклинальных структур. По мнению Н. Б. Ле-
бедевой (1962), существенную роль в возникновении «вдавленностей»
могла играть также экспериментально установленная неравномерность
выжимания пластичного материала в разных элементах складки (боль-
шая интенсивность нагнетания на периферии ядра по сравнению с цен-
тральной частью).
Изменения фаций и мощностей отложений миоцена и плиоцена,
перерывы и несогласия на крыльях и сводах антиклиналей позволяют
установить, что зарождение эмбриональных конседиментационных скла-
док относится к предчокракскому времени, но период их наиболее
интенсивного развития охватывает сарматский и мэотический века.
В позднем миоцене брахиантиклинали получили отчетливое выражение
в рельефе. Своды их были размыты, а по периферии в условиях лито-
рали развивались кольцевые мшанковые рифы и биогермы (капкан-
ский горизонт и пр.) переходившие в стороны синклиналей в относи-
тельно более глубоководные образования. В плиоцене седиментация,
постепенно ослабевая, продолжалась лишь в синклиналях. С конца
плиоцена район был вовлечен в общее незначительное по величине, но
несколько дифференцированное поднятие; амплитуда его в зонах анти-
клиналей достигает 100—200 м, а в синклиналях — не превышает 30—
100 м. В двух синклиналях в антропогене продолжались слабые абсо-
лютные погружения. В общем поднятие было несколько большим во
внутренних частях Керченского полуострова и очень слабым в при-
брежной полосе, где морские четвертичные (в том числе нижнеплей-
стоценовые) осадки сохранились на высотах в несколько метров.
Самый восточный участок Керченско-Таманской пери-
клинальной зоны, занимающий район Таманского полуострова — наи-
более опущенный и «отстающий» в своем тектоническом развитии
(рис. 43). Его западная граница, имеющая в кайнозойском комплексе
характер поперечного флексурного перегиба северо-северо-восточного
простирания книзу, возможно, переходящего в разлом,— приблизитель-
но совпадает с Керченским проливом. По линии этой флексуры в сред-
нем миоцене проходила ось зоны максимального прогибания (Лебеде-
ва, 1962), а в позднем миоцене и плиоцене — ее западная граница.
Современный Керченский пролив представляет собой затопленную мо-
рем древнюю долину палео-Дона, по-видимому, заложенную по ослаб-
ленной зоне тектонического нарушения. В отличие от Восточно-Керчен-
ского участка, на Таманском участке майкопские отложения высту-
пают на поверхность лишь в диапировых ядрах некоторых наиболее
крупных антиклиналей. Большинство же последних сложено миоценом,
а синклинали выполнены достаточно мощным (до 1 км и более), но
весьма изменчивым по фациям и мощностям плиоценом, а нередко так-
же морскими и континентальными антропогеновыми осадками, мощ-
ность которых в общем постепенно возрастает в восточном направле-
нии. Таманский участок характеризуется прямым тектоническим
рельефом: антиклинали выражены низкими (высотой в десятки — сот-
ню метров) грядами, а синклинали — слабо поднимающимися над уров-
нем моря аккумулятивными равнинами, к центральным частям которых
во многих случаях приурочены современные лиманы или протоки Ку-
банской дельты.
Морфологически складки Тамани сходны со складками восточной
части Керченского полуострова, но вследствие глубокого погружения
глинистых майкопских ядер их выжимание чаще остается на эмбрио-
219
нальной (диапироидной) стадии и
реже приводит к протыканию нео-
g геновой оболочки. «Вдавленные
Е синклинали» встречаются реже, чем
g в более западном участке, что, воз-
| можно, связано с запаздыванием
ё начала грязевулканической деятель-
§ ности до конца сармата. Зато со-
S временный грязевой вулканизм вы-
ражен очень мощно. О глубине
° S «корней» или очаговых зон грязе-
1 |3 вых вулканов свидетельствует об-
• ез наружение в сопочной брекчии об-
. ломков палеогеновых, верхне- и
= । | нижнемеловых отложений, а на вул-
& 71^ кане Джигинском — даже обломков
= gg верхнеюрских известняков (Шарда-
нов, Малышек, Пекло, 1962) —т. е.
3 £ | пород, залегающих на глубинах до
I “ ° 4—6 км. Отдельные антиклинальные
< ё| складки приурочены к сводам не-
egg скольких (6—7) крупных и более
g “а мелких валов, некоторые из них
служат непосредственным продол-
g, s'0 жением валов Керченского полу-
g |« острова. В плане они обрисовывают
= полого выпуклые к северу дуги, как
о бы повторяющие соответствующий
g S| изгиб структур северо-западного
н окончания Большого Кавказа в
2 ё Е районе Анапы, а на востоке перехо-
g ® ° дят в складки осевой и южной зон
- «о “ Западно-Кубанского прогиба. Шар-
ёь'8 ниры их, ундулируя, в общем погру-
||== жаются к востоку.
« og Анализ фаций и мощностей не-
S | = огена показывает, что зарождение
g g-g конседиментационных складок Та-
°“о майского полуострова относится к
S |§ нижнему сармату; более интенсив-
«•&! ный их рост начинается в мэоти-
g d ё се — понте и продолжается в тече-
I ние плиоцена и, как правило, антро-
погена, с чем и связано отчетливое
8 прямое выражение складок в релье-
фе; лишь некоторые мульды или их
” участки в северной и средней части
= g полуострова были вовлечены в по-
g следревнеэвксинское время в общее
с чрезвычайно слабое поднятие. Вос-
о точная же часть Таманского полу-
1 острова, к которой приурочена дель-
Е та Кубани, испытывает интенсивное
з опускание до современности, с чем
§ связаны большие мощности антро-
с погеновых, и в том числе голоцено-
I вых осадков.
220
О дифференцированности четвертичных движений и унаследован-
ном развитии складок свидетельствуют резкие различия в залегании
чаудинских отложений, которые в сводах некоторых антиклинальных
структур подняты до +40 +45 м (мыс Каменный), а в соседних муль-
дах опущены до —20 —30 м. Таким образом, амплитуда послечаудин-
ских подвижек превышает 60—70 м. Древнеэвксинские осадки в тех же
структурах залегают соответственно на отметках +25 +30 м и —20—
23 м (амплитуда 45—50 м). Дифференцированные движения продол-
жались и в верхнечетвертичное время. Общей тенденцией было возра-
стание роли поднятий и ослабление опусканий, приобретающих
характер лишь относительных погружений. Но в превращении в конце
антропогена Таманского участка из архипелага в полуостров, причле-
нившийся к кавказской суше, основную роль сыграло, по-видимому,
накопление мощных аллювиально-дельтовых осадков (в связи с выдви-
жением к западу устья Кубани), скорость которого стала опережать
темп опускания синклинальных структур.
Приведенный обзор строения и развития Керченско-Таманской
зоны в неогене — антропогене показывает, что для всех ее звеньев ха-
рактерна сходная последовательность фаз развития: 1) интенсивное
малодифференцированное погружение; 2) резко дифференцированное,
постепенно ослабевающее погружение и конседиментационная склад-
чатость; 3) продолжающаяся конседиментационная складчатость с аб-
солютным подъемом антиклиналей и погружением в синклиналях;
4) общее слабое поднятие, несколько дифференцированное по скорости,
с планом, унаследованным от фаз 2 и 3; и, наконец, 5) слабое почти
недифференцированное поднятие. Раньше всех эти фазы развития про-
ходят западный участок, находящийся ныне в 5 фазе; наиболее отста-
ет — восточный, достигающий лишь 3 фазы. Разновременность прохож-
дения сходных фаз развития можно представить в виде табл. 8, в
которой фазы развития обозначены цифрами от 1 до 5:
Т а блица 8
Участки	Pgl+2	Pgl+Nj	NJ	1+2 NJ	- l+2 Nj3+N2		Q
Западно-Керченский	1	2	3	3	4	5	5
Восточно- Керченский	1	1	2	2	3	4	4
Таманский 		1	1	1	2	2	3	3
Закономерное «омоложение» фаз тектонического развития к востоку,
несомненно, связано с последовательным разрастанием в этом направ-
лении сооружения Горного Крыма и явно свидетельствует о генетиче-
ской связи с ним рассмотренных структур Керченско-Таманской пери-
клинальной зоны.
С Кавказским сооружением, как уже говорилось, структурно свя-
зана более южная часть периклинальной области — Витязевская пери-
клинальная зона. В пределах суши к ней относится субширотная Бла-
говещенская зона брахиантиклинальных складок (между Кизилташским
и Витязевским лиманами), лежащая на продолжении самой северной
антиклинали Северо-Западного Кавказа, погружающейся к западу от
ст. Гостагаевская по поперечной Анапской флексуре. Вторая более
южная антиклинальная зона выявлена сейсморазведкой уже в преде-
лах черноморского шельфа западнее Анапы; к западу она погружается,
но южнее Керченского пролива ее кулисно подставляет новая, третья
антиклиналь (Маловицкий и др., 1963).
По данным новейших сейсмических работ (В. И. Корнев, М. Р. Пу-
221
стальников, 1966), складчатая структура Таманской и Витязевской зон
продолжается к юго-западу в пределах акватории Черного моря
южнее Керченского полуострова. Возможно, что они тянутся и далее
к западу южнее Восточного Крыма, где установлен крупный гравита-
ционный минимум, а методом ГСЗ выявлен глубокий (свыше 12 км)
прогиб по подошве осадочного комплекса.
Рассматривая механизм образования складчатых форм Керченско-
Таманской области, так же как и Апшероно-Кобыстанской, следует
различать два вопроса: 1) о генезисе крупных пологих антиклиналь-
ных «валов» и разделяющих синклиналей, в которые смяты меловые
и нижнепалеогеновые отложения, и 2) об образовании «насаженных»
на валы брахискладок с их диапировыми и диапироидными усложне-
ниями, вдавленностями и т.д., свойственными комплексу олигоценовых
и неогеновых отложений. Наиболее вероятно, что заложение валов и
их длительное развитие связаны с расположением сети глубоких про-
дольных разломов фундамента и дифференциальными движениями
по ним блоков последнего. Предположение о надразломной шовной
природе валов, высказанное выше в отношении Апшероно-Кобыстан-
ской области, применительно к .Керченско-Таманской области выдви-
гается В. В. Белоусовым (1960); существование глубоких, затухающих
вверх продольных разломов под антиклиналями предполагают для Та-
манского полуострова А. Н. Шарданов и В. П. Пекло. В пользу допу-
щения глубоких разломов под валами говорит приуроченность к ним
грязевых вулканов, имеющих корни на глубинах до 5—6 км, и их дли-
тельная (со средины миоцена) активность.
В дальнейшем развитии валов, формировании усложняющих их
гребневидных брахискладок и явлениях диапиризма важнейшую роль
играло послойное перемещение пластичных масс майкопской серии,
отжимаемых из синклиналей в замковые части антиклиналей. Фактора-
ми, контролировавшими этот процесс, являлось, во-первых, неравно-
мерное распределение нагрузки на пластичную толщу Майкопа, неиз-
бежно возникающее в условиях конседиментационной складчатости
и все усиливающееся по мере размыва сводов антиклиналей, и, во-вто-
рых, инверсия плотностей, а именно — меньшая плотность водонасы-
щенных майкопских глин в ядрах антиклиналей по сравнению с плот-
ностью неогеновых пород их оболочки, которая должна была приво-
дить к гравитационному «всплыванию» легкого майкопского ядра.
Роль последнего фактора особенно подчеркнута в работе Н. Б. Лебеде-
вой (1962). Свидетельством разжиженной консистенции, а следователь-
но, и низкой плотности майкопских глин в ядрах антиклиналей (поряд-
ка 1,2—1,8) является истечение их вещества в виде сопочной брекчии,
постоянно сопровождавшие развитие складок Керченско-Таманской
и Апшероно-Кобыстанской областей. Наконец, третьим важным факто-
ром, способствующим усложнению складчатых структур, является
возникновение на сводах антиклиналей разрывов растяжения, которые
становятся наиболее благоприятными путями для подъема выжимае-
мого пластичного вещества.
ГЛАВА V
пояс
ЗАКАВКАЗСКИХ
МЕЖГОРНЫХ ПРОГИБОВ
Между сводово-глыбовыми сооружениями Большого и Малого Кав-
каза располагается обширная зона, испытывавшая в альпийском оро-
генном этапе и, в частности, в позднеорогенной стадии значительные
погружения и выраженная в современном рельефе в виде крупнейшей
222
межгорной депрессии. Эта депрессионная зона наиболее сужена и не-
сколько приподнята на своем небольшом среднем участке — в Дзи-
рульском выступе, который хотя и опущен относительно Большого и
Малого Кавказа, но все же испытал в позднеорогенной стадии некото-
рое воздымание. К западу и к востоку от него, находятся Рионская и
Куринская межгорные впадины, наиболее широкие и опущенные части
которых в свою очередь как бы «вливаются» на западе и на востоке
в еще более обширные и глубокие депрессии Черного моря и Южного
Каспия. Межгорные впадины заполнены неоген-четвертичными молас-
сами. Их разрез достигает наибольшей мощности и полноты в некото-
рых зонах более обширной и глубокой Куринской межгорной впадины.
Менее мощным и сокращенным разрезом молассового комплекса харак-
теризуются Рионская впадина и самая западная часть Куринской, т. е.
участки Закавказской депрессии, примыкающие к Дзирульскому высту-
пу и вместе с ним сформировавшиеся в пределах Грузинского средин-
ного массива.
Дзирульский поперечный выступ
Наиболее приподнятый участок Закавказской межгорной депрес-
сии— Дзирульский выступ приурочен к участку пересечения ее гран-
диозной зоной Транскавказского поперечного поднятия, с которой свя-
зано относительное воздымание всех продольных зон Кавказской об-
ласти как на позднеорогенной, так и на предшествующих стадиях ее
геологической истории.
Характерной особенностью тектонического развития Дзирульского
выступа, по крайней мере, с позднего, а может быть, и со среднего
палеозоя является устойчивость, стабильность, благодаря которой он
почти не испытывал сколько-нибудь значительных опусканий, а сохра-
нял тенденцию к слабому поднятию (относительному или абсолютному
в разные эпохи) и неоднократно проявлял себя как слабый источник
терригенного материала. Последние относительно интенсивные склад-
чато-разрывные деформации район Дзирульского выступа испытал
в предмеловое (или предверхнеюрское) время. Маломощный покров
несогласно залегающих нижнемеловых и более широко распространен-
ных верхнемеловых отложений обрисовывает достаточно простую
структуру в виде обширной пологой широтной брахиантиклинали (или
свода), разбитой отдельными разрывами амплитудой в десятки — пер-
вые сотни метров; к северу она переходит в плоскую, ограниченную
разрывами Чиатурскую брахисинклиналь. В палеогене — нижнем миоце-
не Дзирульский свод был приподнят, а маломощные майкопские осадки
отлагались по его периферии. Несколько более широко распространены
также маломощные прибрежно-мелководные осадки среднего миоцена
и нижнего сармата, трансгрессировавшие на выровненную абразией
поверхность миоценового пенеплена. В наиболее приподнятой части
выступа эта поверхность, перекрытая трансгрессивно залегающим ниж-
ним сарматом, срезает палеозойский фундамент, переходя на его скло-
нах на породы мезозоя, олигоцена и среднего миоцена.
В среднем сармате возобновилось медленное воздымание Дзируль-
ского выступа. Покров нижнесарматских осадков был в значительной
части размыт, уцелев лишь в виде отдельных останцов на его крыльях
и своде, и была «откопана» предсарматская абразионная поверхность,
великолепно сохранившаяся на многих участках массива. Современное
гипсометрическое положение этого пенеплена и останцов нижнего сар-
мата прекрасно характеризует последующие деформации, почти точно
совпадающие во времени с принятыми рамками позднеорогенной ста-
дии. Новейшая структура Дзирульского выступа оказывается принци-
пиально сходной со структурой, обрисовываемой по подошве верхнего
223
мела, но еще более простой. В ней четко выделяются два элемента, оси
которых вытянуты в северо-восточном направлении. Восточную, более
приподнятую часть занимает очень пологое валообразное Сурамское
поднятие юго-восточное крыло которого осложнено в фундаменте уже
упоминавшимся выше Цхинвальским разломом северо-восточного про-
стирания (в чехле ему отвечает пологая флексура). В осевой части
Сурамского вала амплитуда новейшего поднятия превышает +1 км,
а в его юго-западной части — даже достигает +1,5 км. С юга от Аджа-
ро-Триалетского поднятия Малого Кавказа, вал отделяется узким про-
гибом, частично перекрытым взбросом или надвигом Аджаро-Триалет-
ской зоны к северу. Время надвигания относится, по-видимому, к пер-
вой фазе позднеорогенной стадии. К северо-западу Сурамский вал
сменяется весьма пологим Чиатуро-Зестафонским прогибом, который
центриклинально замыкается на северо-востоке и погружается к юго-
западу, вливаясь на долготе Кутаиси в Рионскую межгорную впадину.
Амплитуда новейшего поднятия уменьшается от крыльев этого прогиба
к его оси и по простиранию шарнира к юго-западу от +1 км до нуля.
В центре прогиба, в районе Чиатури и на восточной центриклинали
в конце миоцена или начале плиоцена имели место небольшие изверже-
ния и субвулканические инъекции базальтовой магмы.
Отсутствие более молодых отложений не дает возможности просле-
дить историю тектонических движений по отдельным фазам позднеоро-
генной стадии. Серия эрозионных террас р. Дзирулы высотой до 280—
290 м (Джибладзе, 1963) фиксирует отдельные моменты унаследован-
ного воздымания Дзирульского выступа.
Рионская межгорная впадина
Рионская межгорная впадина в основном наложена на западную,
относительно опущенную часть Грузинского срединного массива, кото-
рая была вовлечена в верхнетретичное время в глубокое погружение
(до 2—3 км), сопряженное с воздыманиями Большого и Малого Кав-
каза, и заполнена мощными толщами нижних и, главным образом,
верхних моласс. Северная граница Рионской впадины совпадает
с Ткварчельской региональной флексурой, являющейся одним из звень-
ев Кахетино-Лечхумского краевого шва, разделявшего с начала аль-
пийского цикла срединный массив и геосинклиналь Большого Кавказа.
Южная граница Рионской впадины проходит по глубинному разлому,
выраженному на поверхности широтной зоной взбросов и надвигов (со
смещением масс к северу), который отделяет ее от Аджаро-Триалет-
ского поднятия Малого Кавказа. Лишь в самой западной части Рион-
ской впадины, в Гурии, эта граница несколько отклоняется к югу; здесь
находится небольшой участок Рионской впадины (Гурийская краевая
зона), очевидно, развившийся не на теле срединного массива, а на
геосинклинальном основании Аджаро-Триалетской системы. Во многом
аналогична южной краевой зоне по своему разрезу и истории геологи-
ческого развития более обширная северная Абхазско-Мегрельская крае-
вая зона впадины, занимающая Мегрелию и приморскую низменность
Абхазии.
В результате проведения глубокого бурения и сейсмических иссле-
дований выявлены некоторые черты глубинного строения Рионской
впадины. Мощность коры составляет здесь 40—45 км, причем основную
роль в ее разрезе играет «базальтовый слой» (от 20 км в западной до
30 км в восточной части). «Гранитно-метаморфический слой», представ-
ляющий допалеозойский, нижнепалеозойский (?) фундамент имеет
мощность порядка 10 км, причем кровля его полого погружается к за-
паду от нуля до — 5 — 9 км. Вышележащий осадочный комплекс
224
включает мезо-кайнозойские, а возможно, и палеозойские (?) отложе-
ния. Разрез известен лишь начиная с отложений мела, довольно мощ-
ных, но выраженных в субплатформенных существенно карбонатных
фациях. В краевых зонах выше залегают отложения палеоцена и эоце-
на и нижние (преимущественно глинистые) молассы олигоцена и мио-
цена; мощность последних в северной — Абхазско-Мегрельской зоне
достигает 1,5—2 км, а в южной — Гурийской — даже 4 км, из которых
до 2—3 км падает на сармат. Краевые зоны перед мэотисом испытали
некоторую складчатость (унаследованно продолжавшуюся в плиоцене)
и слабое поднятие, поэтому мэотис залегает на сводах антиклиналей
с угловым несогласием.
Осевую Колхидскую зону прогиба слабые олигоцен-миоценовые
опускания затронули лишь в самой восточной ее части, прилегающей
с запада к Дзирульскому выступу. На большей же ее части мэотис
трансгрессивно, но лишь с географическим несогласием ложится на
верхний мел или реже — на палеоцен — эоцен. Верхние молассы мэоти-
са — антропогена, выраженные преимущественно песчано-глинистыми
отложениями с прослоями конгломератов, образуют в Рионской впа-
дине верхний структурный ярус. В краевых зонах, вовлеченных в плио-
цене и особенно в антропогене в слабое поднятие, разрез сильно со-
кращен за счет полного выпадения антропогена и частичного выпаде-
ния или уменьшения мощности верхнего, а местами и среднего
плиоцена, и общая мощность верхних моласс составляет от нескольких
сотен до 1000 м. В западной части осевой, Колхидской зоны мощность
мэотиса — антропогена достигает 2—3 км, постепенно уменьшаясь
к востоку. Наиболее интенсивное погружение происходило в мэотисе
(свыше 1 км), раннем и среднем плиоцене (до 1—1,2 км); затем темп
его несколько снизился; мощность верхнеплиоценовых и четвертичных
отложений составляет в районе Поти 0,7 км. Погружение в Колхид-
ской зоне повсеместно продолжалось до современности, но вследствие
приноса огромного количества терригенного материала, сгружавшегося
в ее пределах, береговая линия Черного моря постепенно оттеснялась
к западу.
Анализ распределения очагов землетрясений Западной Грузии
(М. М. Рубинштейн) позволил выявить приуроченность их к зоне глу-
бинного разлома, пересекающей Рионскую впадину с юго-запада на
северо-восток по линии Миха-Цхакая — Гегечкори и упирающейся
в западный край Окрибо-Сачхерской зоны Большого Кавказа. По дан-
ным А. Г. Лалиева (1957), существование этого глубинного разлома
подтверждается результатами бурения в Рионской впадине. Разлом, вы-
раженный на глубине взбросом (с падением сместителя к северо-запа-
ду) переходит в осадочном чехле, в систему надразломных складок и
флексур.
Как в краевых, так и в центральной зоне Рионской впадины раз-
виты многочисленные узкие брахиантиклинальные складки, распола-
гающиеся четковидно в виде антиклинальных цепочек. Их разделяют
значительно более широкие плоскодонные синклинали, многие из ко-
торых, особенно в центре впадины по существу представляют собой
участки, не затронутые складчатостью. Таким образом, последняя при-
надлежит здесь к прерывистому или переходному типу. В краевых
зонах антиклинали несколько перекошены в стороны осевой зоны межгор-
ной впадины, в последней же — симметричны. В краевых зонах, испы-
тывавших с средины или конца миоцена общее слабое поднятие, анти-
клинали начали развиваться еще в верхнем миоцене, до мэотиса, а в
плиоцене и антропогене получили в большинстве случаев прямое вы-
ражение в рельефе в виде низкогорных антиклинальных гряд и были
более или менее глубоко денудированы; в ядрах ряда складок восточ-
ной части Абхазско-Мегрельской зоны обнажается верхний мел, а в
15 0731
225
ядре крупнейшей антиклинали Гурийской зоны — миоцен. Напротив,
в осевой Колхидской зоне рост складок, судя по изменениям фаций
и мощностей мэотиса и понта и их отсутствию в породах мела, начался
лишь в мэотисе и продолжался конседиментационно, в процессе общего
опускания этой зоны, в течение плиоцена и антропогена. Поэтому на-
клоны слоев уменьшаются вверх по разрезу до полного «исчезновения»
складок в верхах четвертичного покрова. Складки в этой зоне выявле-
ны лишь геофизическими и буровыми работами.
Цепочки антиклиналей в общем располагаются дугообразно и
имеют в северо-западной части впадины северо-западное — юго-восточ-
ное, в южной — широтное и в северо-восточной — юго-западное — севе-
ро-восточное простирание. В Абхазско-Мегрельской зоне они образуют
выпуклый к юго-западу изгиб, как бы огибая какой-то тектонический
жесткий блок к северо-востоку от Зугдиди, выраженный в неогеновых
отложениях в виде плоской чашевидной Центрально-Мегрельской син-
клинали. Последняя была втянута с конца плиоцена в слабое монокли-
нальное поднятие, отраженное в серии наклонных, расходящихся к се-
веро-востоку террас р. Ингури, пересекающей эту синклиналь. Юго-
западнее, по данным В. Б. Оленина и Б. А. Соколова, в северной
краевой Абхазско-Мегрельской зоне выделяются следующие цепочки
антиклиналей и разделяющие их депрессии: 1) антиклинальная зона
Сатанджио с ее северо-западным продолжением в Абхазии; 2) Южно-
Мегрельская синклиналь; 3) антиклинальная зона Урта (с крупными
складками Накалакеви, Урта), и ее северо-западное продолжение
в Абхазии — антиклиналь Мокви; 4) Хобская синклиналь; 5) Экская
антиклинальная зона с ее восточным продолжением — антиклиналью
Копитнари, выявленной геофизическими исследованиями в районе Цу-
лукидзе.
Южнее, в пределах осевой Колхидской зоны прогиба выявлены
следующие погребенные зоны складок: 6) Северо-Колхидская антикли-
нальная зона, тянущаяся от устья Кодори через Очамчири до крупной
погребенной антиклинали Квалони на юго-востоке; 7) синклиналь Ко-
рати; 8) Центрально-Колхидская антиклинальная зона с погребенными
антиклиналями Чаладидн и Кулеви; 9) Норийская синклиналь;
10) Южно-Колхидская антиклинальная зона с Пичорской погребенной
антиклиналью; 11) Пичорская синклиналь. В южной краевой Гурий-
ской зоне выделены: 12) Супсинская антиклиналь; 13) синклиналь
к югу от нее; 14) Нотанебская антиклиналь; 15) синклиналь к югу от
нее; 16) Махарадзевская антиклиналь.
Некоторые из антиклинальных зон осложнены разрывами. Генезис
складок еще недостаточно выяснен. По мнению П. Д. Гамкрелидзе, они
имеют покровный характер и не должны находить прямого отражения
в фундаменте. Однако данные бурения и геологические наблюдения
показывают, что складки эти четко выражены в меловых отложениях,
прослеживаются вниз по разрезу более чем на 3—5 км и, следователь-
но, не могут сравниваться, с типично покровными складками в Курин-
ской впадине, которые возникают лишь в пластичной толще Майкопа
или сармата и затухают книзу. Хорошо выраженная кулисная система
складок северо-восточного простирания от Миха-Цхакая до Гегечкори,
по-видимому, связана с упоминавшимся выше глубинным разломом.
Это, а также длительность развития складок Рионской впадины дает
основание предполагать, что их образование является отдаленным кос-
венным отражением глыбовых подвижек в глубокозалегающем жест-
ком фундаменте.
В течение плейстоцена и голоцена западная прибрежная полоса
Рионской впадины, а также ее осевая, Колхидская зона, к которой при-
урочена идеально плоская очень низкая аллювиальная равнина и дель-
та р. Риони, испытывали дифференцированное погружение амплитудой
226
0,3—0,7 км. О непрерывности его свидетельствует большая полнота
разреза морских четвертичных осадков (от чаудинских до черномор-
ских) мощностью около 400 м в районе Поти. К востоку они фациально
замещаются аллювиальными и озерно-болотными образованиями, мощ-
ность которых в общем весьма постепенно уменьшается к востоку.
Краевые же зоны впадины испытывали дифференцированное под-
нятие, весьма слабое в синклиналях и более значительное — в антикли-
нальных структурах, что отразилось в ряде перестроек гидросети, пе-
рехватах речных долин и т. д., подробно изученных в восточной части
Абхазско-Мегрельской зоны Л. И. Маруашвили. В более западных ее
частях, в долинах рек Кодори и Ингури наблюдается постепенное уве-
личение высот цокольных речных террас и их расхождение по мере
движения от низовьев в сторону Большого Кавказа, свидетельствующее
о втягивании этой зоны в сводовое поднятие Большого Кавказа. Так,
например, по данным П. В. Федорова относительные высоты V (чау-
динской) террасы возрастают в сторону гор от 100 до 130—160 м и бо-
лее, IV (эвксино-узунларской) террасы — от 45—50 до 120—130 м,
III (раннекарангатской)—от 25 до 70—80 м, II (позднекарангат-
ской)—от 12—14 до 27—28 м. Судя по данным сейсморазведки
(В. А. Левченко) самая восточная часть Черного моря шириной около
50 км, расположенная к востоку от меридиана г. Сухуми, с глубинами
от 0 до 1 км представляет собой подводное, более опущенное западное
продолжение Рионской впадины. В северной части этой полосы (т. е;
на западном продолжении Абхазско-Мегрельской зоны), испытавшей-,
начиная с мэотиса, опускание порядка 1,5 км, сейсмикой выявляется
несколько антиклинальных и синклинальных брахискладок северо-за-
падного простирания; южнее, к западу от дельты р. Риони, намечается
опущенный до 2—3 км по субширотным разломам ступенчатый грабен
(продолжение Колхидской зоны), а еще южнее — снова менее опущен-
ная (до 1 —1,5 км) складчатая зона — западное продолжение Гурий-
ской (Вартанов и др., 1965).
Куринская межгорная впадина
Значительно более обширная, глубокая и сложно построенная Ку-
ринская межгорная впадина занимает большую восточную часть За-
кавказской депрессии от Дзирульского поперечного выступа на северо-
западе до Южно-Каспийского прогиба на юго-востоке. В строении ее
четко выделяются три поперечных участка (сегмента), которые мы
будем называть, следуя В. Е. Хайну и А. Н. Шарданову (1952), Верх-
не-, Средне- и Нижнекуринским. Двигаясь вдоль оси впадины с запада
на восток, при переходе к следующему сегменту, мы наблюдаем резкое
скачкообразное расширение впадины, значительное увеличение сум-
марной амплитуды неотектонических погружений и весьма существен-
ное изменение общей тектонической структуры впадины. В этом же
направлении все более запаздывает время прекращения интенсивных
погружений и возраст складчатых деформаций.
Так, ширина Верхнекуринского сегмента составляет 25—40 км,
Среднекуринского — 80—100 км и Нижнекуринского—130—160 км.
Суммарная глубина новейшего погружения соответственно достигает
в Верхнекуринском сегменте — 2 км, в Среднекуринском — 4—6 км и в
Нижнекуринском — 6—7 км. В Западном сегменте абсолютные погру-
жения и накопление мощных молассовых толщ прекратилось (и смени-
лись слабыми поднятиями), по-видимому, уже к концу первой фазы
позднеорогенной стадии, т. е. в среднем плиоцене, на большей (хотя
и далеко не всей) части площади Среднего сегмента опускания сменились
поднятиями в конце второй или начале третьей фазы (в начале антропо-
гена), а на подавляющей части Восточного сегмента интенсивные по-
227-
15*
гружения продолжаются до современности. Соответственно этот сегмент
гипсометрически наиболее низок и в основном выражен в виде плоской
аллювиальной равнины, лежащей ниже уровня океана.
Время складкообразовательных движений в Верхнекуринском
сегменте падает на плиоцен (вероятно, в основном до позднего плио-
цена) в Среднекуринском — на начало антропогена, а Нижнекурин-
ский сегмент в новейшей стадии почти еще не подвергался складча-
тости. Лишь узкая северная часть его в антропогене была вовлечена
в складкообразование, продолжающееся до современности и находя-
щее эффектное выражение в рельефе. Верхнекуринский сегмент в струк-
туре неогеновых отложений представляет самостоятельную впадину
с внутренней складчатой структурой или синклинорий; Среднекурин-
ский — в структуре верхнеплиоценовых и более древних образований
выражен в виде глубокого синклинория, а по четвертичным отложениям
имеет форму обращенного антиклинория; наконец, Нижнекуринский
сегмент представляет собой весьма плоскую, почти изометричную в пла-
не Нижнекуринскую впадину, к наиболее погруженной северо-восточ-
ной части которой примыкает узкая складчатая зона (рис. 44, 45).
Таким образом, к востоку происходит в общем как бы все большее
«омоложение» межгорной впадины. Отмеченные различия в форме от-
дельных сегментов Куринской впадины и характере их развития в позд-
неорогенной стадии, с одной стороны, несомненно, связаны с тектони-
ческой гетерогенностью того основания, на котором сформировались
отдельные ее участки, а, с другой — с существованием главного Транс-
кавказского поперечного поднятия, к которому в рассматриваемом про-
дольном поясе принадлежит Дзирульский выступ, и отражают процесс
последовательного разрастания этого поперечного поднятия в стороны
и оттеснения зон, испытывающих погружения, к востоку (и к западу),
отчетливо проявившийся во всех продольных поясах Кавказской об-
ласти в позднеорогенной стадии. Охарактеризуем новейшую тектонику
Куринской межгорной впадины по выделенным трем ее сегментам.
Верхнекуринская (Карталинская) впадина. Детальная характери-
стика тектонического строения Верхнекуринской впадины приведена
в работах М. И. Варенцова (1948) и Д. А. Булейшвили (1960). Вопро-
сы неотектоники и палеогеографии этой впадины в позднем плиоцене
и антропогене рассмотрены в последнее время Д. В. Церетели (1957),
Л. В. Когошвили (1959, 1963 и пр.) и др. Она представляет собой до-
вольно узкий межгорный прогиб длиной несколько более 100 км. С за-
пада впадина ограничена Дзирульским поперечным выступом и Окри-
бо-Сачхерской зоной сооружений Большого Кавказа. Сочленение
с ними выражено в структуре неогеновых моласс в виде довольно по-
логой флексуры северо-восточного простирания, по-видимому, связан-
ной на глубине с зоной Казбек-Цхинвальского глубинного разлома.
К этой зоне в районе Цхинвали в миоплиоценовой душетской молас-
совой толще приурочены многочисленные прослои и линзы базальтовых
лав и пирокластолитов, а также мелкие секущие субвулканические
тела базальтов. С севера по системе крупных региональных, по-види-
мому, довольно пологих надвиговых чешуй на впадину надвинуто юж-
ное крыло восточной части сооружения Большого Кавказа; амплитуда
самого южного из этих надвигов — Орхевского—до 5 км\ из них на
долю неогеновых подвижек падает около половины. На юге по системе
кулисно подставляющих друг друга субширотных взбросов Верхнеку-
ринская впадина сочленяется с восточной частью Аджаро-Триалетского
поднятия Малого Кавказа. На востоке впадина постепенно суживается
от 40 км до 15—20 км и в 25—30 км восточнее Тбилиси постепенно
сливается с осевой частью более широкого Среднекуринского сегмента
Куринской впадины (s. 1). Условную границу между этими сегментами
можно провести по поперечному отрезку долины р. Пори.
228
Рис. 45. Карта четвертичных тектониче-
ских движений Куринской впадины. Со-
ставили А. В. Мамедов, М. А. Мусеибов,
Н. Ш. Ширинов
/ — нзокатабазы; 2 — изоанабазы; 3— гор-
ное обрамление Куринской впадины
Судя по данным глубокого бурения и геофизики в осевой зоне
Верхнекуринской впадины, наложенной на восточный участок Грузин-
ского срединного массива палеозойский фундамент погружается к вос-
току от нуля до 3—5 км, перекрываясь вулканогенным байосом и ма-
ломощным карбонатным мелом, на котором непосредственно лежит
серия моласс от нижнего миоцена до миоплиоцена. В краевых зонах,
прилегающих к Малому и особенно Большому Кавказу фундамент опу-
скается и возрастает мощность и полнота разреза мезозоя, палеогена
и миоценовых моласс. Среди последних четко различаются нижняя
часть, выраженная преимущественно глинистыми и песчано-глинистыми
морскими осадками нижнего миоцена — среднего сармата (0,8 км
в центральной зоне, более 1 км в южной и более 1,5 км в северной пе-
риферической зоне) и верхняя часть, представленная грубообломочны-
ми (глинисто-песчано-галечными) континентальными молассами верх-
него сармата (нацхорская свита) и мэотиса — понта (душетская
свита) общей мощностью более 2—3 км.
Выше с размывом и слабым угловым несогласием в отдельных
мульдах, возобновивших после основного складкообразования относи-
тельное погружение, залегают верхнеплиоценовые и четвертичные кон-
тинентальные осадки мощностью до 200—300 м. В основном они отла-
гались в пределах центральной зоны впадины, продолжавшей относи-
тельно прогибаться до конца плейстоцена.
Таким образом, в общем история развития Верхнекуринской впа-
дины напоминает таковую Рионской впадины. Здесь также четко вы-
деляется центральная, наиболее устойчивая зона, относительно позд-
нее, чем краевые зоны, вовлеченная в опускание, и долго отстававшая
в скорости последнего, а затем принявшая на себя роль зоны макси-
мального и наиболее затянувшегося погружения. Однако глубина опу-
скания в альпийском цикле в Верхнекуринской впадине приблизительно
вдвое меньше, чем в Рионской впадине, а погружение в орогенном
этапе .было менее продолжительным и устойчивым, проявилось лишь
в начале позднеорогенной стадии, а затем сменилось общим весьма
слабым абсолютным поднятием. По характеру залегания миоценовых
и нижнеплиоценовых молассовых отложений Карталинская впадина
подразделяется на четыре участка:
1)	западная часть впадины с моноклинальным падением неогено-
вых отложений к юго-востоку представляет по существу общее юго-
восточное крыло Дзирульского и Сачхерского поднятий;
2)	к востоку крыло переходит в центральную зону Верхнекурин-
ской впадины, широкую на западе (30—40 км) и постепенно суживаю-
щуюся в ее восточной части. В пределах этой зоны, лежащей на восточ-
ном продолжении Дзирульского выступа и Сачхерского поднятия и
наименее переработанной позднеальпийскими движениями, разрез ниж-
ней части молассового комплекса наиболее сокращен по мощности,
слои, начиная с мела и до понта, залегают почти горизонтально и лишь
очень слабо или вовсе не затронуты складчатостью. Осевая зона хоро-
шо выражена в современном рельефе в виде плоскодонной Мухрано-
Тирифонской депрессии. С севера и с юга осевая зона обрамляется
периферическими зонами, в которых третичный комплекс начинается
с более низких горизонтов (с олигоцена), обладает большей мощ-
ностью и смят в линейные складки покровного типа, резко выраженные
на поверхности, но затухающие, по геофизическим данным, в низах
Майкопа;
3)	более широкой, особенно на своем среднем участке (до 15 км),
и сложно построенной из краевых зон является северная складчатая
зона (Базалети-Ширакская по Д. А. Булейшвили, 1957), примыкаю-
щая к относительно более активному поднятию Большого Кавказа.
Антиклинальные складки в этой зоне, сложенные молассовыми толща-
230
ми миоцена до душетской свиты включительно, скошены или опроки-
нуты к югу и по ряду надвигов умеренной крутизны (40—50°) надви-
нуты к югу на смежные с ними более широкие и пологие синклинали.
В восточной части Верхнекуринской впадины в связи с выклинивани-
ем ее центральной зоны северная периферическая зона смыкается
с южной;
4)	южная периферическая зона, проходящая вдоль края Аджаро-
Триалетской складчатой системы,— более узкая и слабовыраженная.
Складки в олигоценовых и миоценовых отложениях этой зоны тесно
связаны с кулисно расположенными складками Аджаро-Триалетской
системы и являются их погруженными восточными продолжениями.
Отчетливая вергептность складок в этой зоне в отличие от более север-
ной отсутствует.
Складки в Верхнекуринской впадине начали формироваться еще
до позднего сармата, так как последний, например, в районе Каспия,
покрывает породы среднего миоцена — олигоцена с угловым несогла-
сием и дислоцирован более слабо. Завершение формирования складча-
той структуры падает, по-видимому, на средний или верхний плиоцен.
В средней части северной краевой зоны Верхнекуринской впадины вы-
деляются Базалетская и Эрцойская мульды, приуроченные к широкой
синклинали в породах душетской свиты.
Базалетская мульда, по-видимому, вначале развивалась конседи-
ментационно, заполняясь речными осадками р. палео-Арагвы, а затем
даже временно превратилась в озерную котловину. Впоследствии в свя-
зи с подъемом северной зоны Верхнекуринской впадины в виде ступени
относительно ее центральной зоны Базалетская мульда была пропилена
р. Арагвой до основания базалетской толщи *; однако слабое унасле-
дованное прогибание Базалетской мульды, по-видимому, все еще про-
должается, так как на участке пересечения ее долиной Арагвы буре-
нием установлено 20-метровое переуглубление коренного ложа р. Араг-
вы, тогда как при пересечении ею смежных антиклинальных участков
это переуглубление уменьшается до 3—5 м (Когошвили, 1963). Южным
ограничением Базалетской мульды и всей северной, относительно при-
поднятой в антропогене зоны (ступени) Верхнекуринской впадины слу-
жит антиклиналь, получившая прямое выражение в рельефе в виде Ми-
сакциельского хребта. Длительный унаследованный рост антиклинали,
пропиливаемой Арагвой, привел к выработке на его склонах серии верх-
неплиоценовых (?) и четвертичных террас, верхняя из которых поднята
до 450 м над р. Арагвой.
Южнее в пределах центральной (относительно опущенной) зоны впа-
дины в позднем плиоцене — антропогене сформировались две обширные
плоские мульды — Тирифонская (на западе) и Мухранская (на восто-
ке). В сущности они занимают почти всю площадь центральной зоны,
за исключением разделяющей их небольшой Игоэтской седловины. Более
значительная поперечная седловина отделяет Мухранскую мульду на во-
стоке от Цицмацианской мульды. Плоская, слабо покатая к югу поверх-
ность Тирифонской и Мухранской мульд располагается в первой из них
на высоте 600—800 м, а во второй 500—600 м, т. е. значительно ниже, чем
поверхность мульд северной зоны (800—1200 м). Современные доли-
ны рек Большой Лиахвы, Ксани, Арагвы, пересекающие Тирифонскую
и Мухранскую мульды, врезаны в их поверхность, представляющую со-
бой первую надпойменную террасу этих долин, лишь на несколько мет-
ров. Мульды заполнены толщами аллювиальных гравийно-галечных от-
ложений мощностью в осевой части Тирифонской мульды до 140—160 м,
* Согласно новейшим палеонтологическим и геологическим данным (Адамия, Дзо-
ценидзе, Мацхонашвили, Меладзе, 1964) эта толща представляет верхнюю часть ду-
шетской свиты и относится к понту. Ранее некоторые исследователи предположительно
относили ее к верхнему плиоцену или даже к низам плейстоцена.
231
а в Мухранской — даже до 250—270 м. На крыльях мульд они залегают
на душетской свите с резким угловым несогласием, которое уменьшает-
ся и, вероятно, исчезает в центральных частях мульд. Восточная центри-
клиналь Мухранской мульды явно не согласуется со складчатой струк-
турой миоцен-нижнеплионенового основания, так как на непосредствен-
ном продолжении оси мульды к востоку появляется довольно крупная
Лелубанская антиклиналь, сложенная сарматом. Таким образом, эти
мульды, наследуя главные черты структуры неогенового основания,
являются наложенными по отношению к его второстепенным складчатым
формам. Толщи, выполняющие Мухранскую и Тирифонскую мульды, на-
капливались до конца плейстоцена. Менее ясен вопрос о начале их ак-
кумуляции; Л. В. Когошвили синхронизирует их с I по II террасами
Арагви и Ксани; мне представляется, что они могут быть коррелятны
к более древним террасам, приподнятым в зонах смежных антиклиналь-
ных хребтов.
С юга Мухранская и Тирифонская мульды ограничены молодыми
складками южной зоны Верхнекуринской впадины, выраженными
в рельефе в виде цепочки антиклинальных и моноклинальных (вслед-
ствие выработки в них продольных синклинальных долин) гряд —
хр. Квернаки, Сагурамского и пр. Долины рек, протекающих по этой
южной зоне, представляют наиболее гипсометрически низкие участки
всей Верхнекуринской впадины; к ней приурочена и современная про-
дольная долина р. Куры на участке между Хашури и Мцхета. Этот
факт, а также уже отмеченный заметный наклон к югу поверхности
Мухранской и особенно Тирифонской аккумулятивной равнин в цен-
тральной зоне впадины и приподнятость относительно этой зоны (в чет-
вертичной структуре) северной — Базалетской зоны — явно указывает
на происшедший в конце плиоцена — антропогене общий перекос всей
структуры впадины с последовательным смещением оси прогибания к
югу; если вначале наиболее интенсивное относительное прогибание ис-
пытывала северная ее часть, то в плейстоцене ось погружения переме-
стилась в центральную зону, где развивались Тирифонская и Мухран-
ская мульды, а в конце антропогена эта ось сдвинулась еще далее к югу
и по существу почти совпала с южным бортом всей впадины. Процесс
«перекоса» впадины и оттеснения к югу ее оси, по-видимому, можно по-
ставить в связь с гораздо более интенсивным воздыманием в антропогене
Большого Кавказа по сравнению с Аджаро-Триалетским поднятием Ма-
лого Кавказа. С тем же процессом связаны аналогичный «перекос»
к югу Рионской впадины, вовлечение ее северной Абхазско-Мегрельской
зоны в слабое поднятие, и фактическое причленение к Окрибо-Сачхер-
ской зоне Большого Кавказа Дзирульского выступа Закавказского меж-
горного пояса.
Большой интерес представляет проблема эволюции гидросети Верх-
некуринской впадины, еще не получившая своего окончательного раз-
решения. До сих пор остаются спорными вопросы, когда возникла
современная долина Куры между Хашури и Мцхета и протекала ли
Кура в прошлом через центральную зону впадины, т. е. через современ-
ные Тирифонскую и Мухранскую мульды, какие реки участвовали в пи-
тании этих мульд терригенным материалом, не представляли ли эти
мульды в прошлом озерные котловины, какова роль тектоники в их фор-
мировании. Все эти вопросы оживленно дебатируются в литературе уже
с конца прошлого столетия (Симонович, Джанелидзе, Рейнгард, Гамкре-
лидзе, Церетели, Когошвили и др.). В свете изложенных представлений
наиболее естественной кажется нам концепция (Церетели, 1957; Цагаре-
ли, 1964 г. и др.), согласно которой нынешняя долина Куры между Гори
и Мцхета принадлежала первоначально ее правым притокам (палео-Та-
на, палео-Тетзама), тогда как палео-Кура, т. е. главная речная артерия
Верхнекуринской впадины, которая принимала слева притоки, спускав-
232
шиеся с Большого Кавказа, протекала севернее, через центральную,
в то время относительно наиболее прогнутую часть впадины, а затем
через широкое антецедентное поперечное ущелье в районе Мцхета пово-
рачивала к югу *. В дальнейшем по мере смещения оси впадины к ее
южному борту, долина палео-Куры постепенно оттеснялась к югу, пока,
наконец, не совпала с долинами своих правых, триалетских притоков.
По-видимому, раньше всего в результате роста Игоэтской седловины па-
лео-Кура покинула современную Мухранскую котловину; последняя
в дальнейшем заполнялась аллювием рек Арагви и Ксани, которые
широко разливались и бифуркировали в пределах Мухранского озеро-
видного расширения, и лишь в самом конце плейстоцена или даже в го-
лоцене в связи с усилением «перекоса» Верхнекуринской впадины к югу
приобрели на этом ее участке более сосредоточенный сток. Палео-Кура,
вытесненная из Мухранской котловины, по-видимому, некоторое время
еще продолжала течь по Тирифонской котловине, сливаясь где-то в цент-
ре ее с Большой Лиахвой, и через поперечное ущелье у г. Гори соединя-
лась с палео-Таной, и, наконец, проложила себе нынешнюю широтную
долину между Хашури и Гори в юго-западной части Верхнекуринской
впадины.
Современная долина р. Куры, проходящая вдоль южного борта
Верхнекуринской впадины, является резко несогласной по отношению
к складчатым структурам субстрата, формировавшимся в неогене; на
значительных участках она проложена прямо по сводам антиклиналей.
Вместе с тем за исключением отдельных коротких теснин, эта долина
отличается большой шириной, мощным развитием аккумулятивных тер-
рас, и несомненными признаками переуглубления как ее самой, так и
подпруженных низовьев ее правых притоков, стекающих с Триалетского
хребта. Все это явно свидетельствует о том, что на южный складчатый
борт Верхнекуринской впадины наложился в антропогене узкий текто-
нический прогиб. В изложенной концепции образование сквозных отрез-
ков долин рек Большой Лиахвы, Лехуры, Ксани, пересекающих склад-
чатые гряды южного борта Верхнекуринской впадины, объясняется тем,
что они первоначально были выработаны правыми притоками р. палео-
Куры, стекавшими с Триалетского хребта к северу, а затем при смеще-
нии оси впадины к югу были использованы реками, текшими с Боль-
шого Кавказа в противоположном, южном направлении. Такое объясне-
ние особенно убедительно выглядит в отношении сквозного ущелья
в районе Каспи, используемого в настоящее время небольшой речкой
Лехурой, которая вряд ли была бы в состоянии его выработать.
Альтернативная концепция (Рейнгард, Гамкрелидзе, Когошвили и
др.) о том, что р. Кура с самого начала текла вдоль южного борта
Верхнекуринской впадины, т. е. там же, где сейчас, и что сквозные
ущелья левых протоков Куры в складчатых грядах южного борта впа-
дины выработаны этими же притоками в процессе их антецедентного
врезания в растущие складки,— представляется мне менее правдопо-
добной. В случае правильности этой концепции мы должны были бы
считать, что с самого заложения долины палео-Куры ось прогиба, к ко-
торому она, несомненно, должна была быть приурочена, совпадала
с южным бортом Верхнекуринской впадины. Рост частных складок, раз-
вивавшихся в зоне южного борта, успешно преодолевался антецедент-
ным врезанием палео-Куры и ее левых (большекавказских) притоков.
В дальнейшем центральная часть впадины испытала мощное относи-
* Возможно, что еще раньше, в позднем плиоцене палео-Кура к востоку от ны-
нешней Мухранской котловины продолжала течь на восток, впадая здесь в залив ак-
чагыльского, а позднее — апшеронского бассейна, а затем отклонилась к югу в связи
с ростом поперечного поднятия, возникшего северо-восточнее Тбилиси, в районе нынеш-
него Кура-Иорского водораздела.
233
тельное погружение (до 150—270 м), а долина Куры почему-то никак
не изменила своего положения, хотя и была связана с развивающими-
ся Мухранской и Тирифонской мульдами сквозными долинами своих
притоков. Наконец, в конце антропогена ось прогибания вновь восста-
новила свое положение у южного борта впадины. Искусственность по-
добных допущений очевидна.
Средний участок Куринской впадины и его геотектоническая при-
рода. Средний участок Куринской впадины выделяется не только по
сравнению с другими ее частями, но и среди всех районов Кавказа
наибольшей сложностью тектонического развития и структурных форм,
образовавшихся в позднеорогенной стадии. На протяжении последней
здесь, как нигде более отчетливо, проявились инверсия геотектоническо-
го режима — смена исключительно глубоких и интенсивных погружений
поднятием и наиболее позднее на всем Кавказе — антропогеновое склад-
кообразование, получившее прямое выражение в современном рельефе.
Тектоническое строение и развитие всего Среднего участка Куринской
впадины с наибольшей полнотой рассматривается в монографии
В. Е. Хайна и А. И. Шарданова (1952), его западного участка — в тру-
дах В. П. Маркевича (1954), Д. А. Булейшвили (1960), М. Г. Ага-
бекова и А. В. Мамедова (1960), а восточного участка — в работах
С. А. Ковалевского (1936), Ф. А. Ширинова и Ю. П. Баженова (1962),
Ф. С. Ахмедбейли (1962) и др. Важные данные о глубинном строении тер-
ритории получены в результате геофизических исследований (Айзенберг,
1962; Твалтвадзе и др.). Вопросы геоморфологии и неотектоники сред-
ней части Куринской впадины освещаются в работах В. А. Гроссгейма,
М. Д. Гаврилова, Д. А. Лилиенберга, М. А. Мусеибова, Ф. С. Ахмедбей-
ли и др.
В состав среднего участка Куринской впадины мы включаем три
главных структурно-морфологических элемента: Ширакско-Аджиноур-
скую складчатую систему, занимающую его широкую центральную
часть, и обрамляющие ее два более узких, линейно вытянутых прогиба —
Алазанский (Алазано-Агричайский) прогиб на севере и Среднекурин-
ский прогиб в узком смысле на юге *. Они представляют собой относи-
тельно неглубокие, асимметричные (с более опущенными внутренними
зонами, прижатыми к Ширакско-Аджиноурской складчатой системе),
весьма простые по своей структуре почти лишенные молодых скла-
док, очень юные тектонические депрессии, сформировавшиеся в конце
плиоцена — в антропогене и наложенные на краевые зоны смежных
складчатых сооружений Большого и Малого Кавказа.
Ширакско-Аджиноурская складчатая система по
подошве отложений позднеорогенной стадии (т. е. по подошве верхнего
сармата), а также по подошве миоцена и олигоцена, напротив, пред-
ставляет в целом очень глубокий прогиб, развивавшийся до позднего
плиоцена; в дальнейшем, с конца плиоцена и до конца антропогена на
разных участках этой зоны не вполне одновременно опускание сменяет-
ся поднятием, которое сопровождается интенсивным складко- и надвиго-
образованием, с общим смещением масс к югу. В структуре верхов
плиоцена или подошвы антропогена Ширакско-Аджиноурская система
по отношению к Алазанскому и Среднекуринскому прогибам рисуется
как антиклинорий. Таким образом, тектоническое строение этой зоны
по подошве и кровле позднеорогенного комплекса оказывается прямо
противоположным, что является следствием инверсии режима верти-
кальных движений и структуры, которая произошла в Ширакско-Ад-
* Формально восточные участки первых двух зон, расположенные непосредствен-
но к северу от Нижнекуринской впадины, должны быть отнесены к единому с ней Ниж-
некуринскому сегменту. Но в структурно-генетическом отношении они представляют еди-
ное целое с более западными частями Ширакско-Аджиноурской и Алазанской зон и
рассматриваются здесь совместно с ними.
234
жиноурскои системе в конце плиоцена — антропогене. Процесс инвер-
сии, сопровождающийся складкообразовательными движениями, раньше
всего начался в западной части системы и постепенно распространялся
по ее простиранию к востоку. Важный поперечный рубеж проходит
примерно по линии Кировабад — низовья р. Алазани. К западу от него
гораздо более существенно, чем на востоке, проявились предакчагыль-
ские поднятия и складкообразовательные движения, погружения в позд-
нем плиоцене были значительно более слабыми и дифференцированны-
ми, чем к востоку от этой линии, а четвертичный период ознаменовался
общим дифференцированным поднятием. На востоке же в начале антро-
погена еще господствовали погружения, и даже к концу его основание
плейстоценовых отложений в синклинальных структурах остается глу-
боко опущенным.
Ширакско-Аджиноурская система располагается на восточном по-
груженном продолжении ряда тектонических зон, резко различных по
тектоническому строению и развитию, и, несомненно, разделенных кру-
тыми, довольно тесно сближенными продольными глубинными разло-
мами: Дзау-Кахетинской шовной зоны Большого Кавказа, Аджаро-Три-
алетской зоны Малого Кавказа, а также периферических зон Верхнеку-
ринской впадины, к востоку от меридиана Тбилиси сливающихся
в единую зону. Эта сложность и гетерогенность фундамента, несомнен-
но, отразилась на исключительной тектонической подвижности Ширак-
ско-Аджиноурской складчатой системы в целом и обусловила специфиче-
ские черты строения разреза новейших отложений и геологического
развития (в частности, времени складкообразования) отдельных ее зон.
В строении ее западной части выделяются следующие тектонические зо-
ны (с севера на юг):
Красноколодская шовная антиклинальная зона с резко сокращен-
ным (по полноте и мощности) разрезом новейших отложений и всего
мезо-кайнозойского комплекса. Эта узкая зона лежит на восточном
продолжении Кахетинского поднятия Восточного Кавказа, вдающегося
между Ширакско-Аджиноурской системой и Алазанской впадиной, и яв-
ляется одним из звеньев Кахетино-Лечхумской шовной зоны, служив-
шей южным бортом геосинклинали Большого Кавказа в альпийском
цикле. В пределах Красноколодской зоны в нескольких районах — Ци-
тели-Цкаро (Красные Колодцы), Бюргута и в двух других более мел-
ких выступах (Ахмедбейли, 1962) на поверхность выступают вулкано-
генный байос (?) и рифовые известняки мальма, поднятые до абсолют-
ных высот +0,5 +1 км*, которые резко несогласно перекрываются
разными горизонтами плиоцена. Породы миоцена, палеогена и мела
в этой зоне либо вовсе отсутствуют, либо разрез их сильно сокращен,
а плиоцен местами начинается непосредственно с акчагыла или с апше-
рона. На других участках Красноколодской зоны подошва плиоцена
(или миоплиоцена), также, по-видимому, залегает на небольшой глуби-
не от поверхности (от +0,5 до —0,5 км), а кровля метаморфического
палеозойского (?) фундамента, по сейсмическим данным (Г. К. Твалт-
вадзе) опущена лишь до —3—4 км. Складки в плиоценовых отложе-
ниях этой зоны отличаются от более южных зон относительно пологим
профилем и прерывистостью распространения. Они затухают вблизи
выступов мезозойского субстрата или как бы обтекают их. В попереч-
ном сечении Красноколодская зона асимметрична. На севере пологое
крыло связывает ее с неглубокой наложенной Алазанской впадиной, а на
юге система взбросов и надвигов отделяет ее от очень глубокого Мир-
заанского прогиба. По некоторым из них юрские отложения выступов ос-
нования надвинуты к югу на акчагыл. Эти разрывы являются, очевидно,
* Вопрос о тектонической природе этих выходов юры — об их автохтонности или
принадлежности к фронтальным участкам крупных тектонических покровов длительно
дебатируется и окончательно не разрешен.
235
отражением одного из крупнейших на Кавказе глубинных разломов.
Сейсмический профиль, проведенный несколько западнее Цители-Цкаро
показал, что палеозойский (?) фундамент резко погружается по этому
разлому примерно на 6 км (с — 4 до — 10 км) и далее к югу продолжает
опускаться до глубины 13—14 км (Г. К- Твалтвадзе).
Лежащая к югу от этого глубинного разлома Мирзаанская зона
представляет глубокий прогиб, выполненный мощными толщами олиго-
ценовых, миоценовых, плиоценовых, а в отдельных синклиналях, особен-
но в восточной части зоны, также нижне- и среднеплейстоценовых отло-
Рис. 46. Сейсмический профиль Тарибани в Мирзаанской зоне
I — первый условный сейсмический горизонт; II — второй условный сейсмический
горизонт; III—третий условный сейсмический горизонт. Ак — акчагыльский ярус;
Sch — ширакская свита (мэотис — понт): Srm23 — эльдарская свита верхнего сармата;
Бгш'з—морская толща верхнего сармата. По М. А. Айзенбергу, 1962
женин. Специфической особенностью ее разреза является присутствие
очень мощной (до 2,5 км) ширакской континентальной толщи мэотис-
понтического возраста, отсутствующей в других зонах Ширакско-Аджи-
ноурской системы, а в восточной части зоны — также среднеплиоценовых
отложений. Первый перерыв и очень слабые угловые несогласия отме-
чаются в этой зоне в основании акчагыла, но основные складкообразо-
вательные движения произошли в конце апшерона — начале плейстоце-
на, а в восточной (Аджиноурской) ее части продолжались и в среднем
плейстоцене. Подошва верхнесарматских отложений в западной части
зоны опущена до 2—4 км, а в восточной — до 4—6 км-, подошва верх-
него плиоцена располагается на отметках от + 1 до — 1 км. Структура
западной части зоны представляет синклинорий, выполненный на по-
верхности преимущественно миоплиоценом и отчасти верхним плиоце-
ном (рис. 46; см. рис. 48, А), морские осадки которого замещаются
к северо-западу, в сторону Кахетинского поднятия грубообломочными
континентальными образованиями. На складчатых структурах плиоцена
в самой западной части синклинория располагается обширная наложен-
ная мульда, выполненная мощными (до 400 м) четвертичными конти-
нентальными отложениями и выраженная в рельефе в виде резкого
расширения аллювиальной равнины р. Иори ниже сел Сагареджо. Эта
мульда по своему структурному положению и времени формирования
аналогична Мухранской и Тирифонской мульдам Верхнекуринской впа-
дины. По простиранию к западу Мирзаанская синклинальная зона
полностью переходит в Верхнекуринекую впадину, точнее — лежит на
продолжении ее слившихся между собой северной и южной зон.
К югу от западной части Мирзаанской зоны, южнее продольной
долины нижнего течения р. Иори протягивается довольно узкая Чат-
минская антиклинальная зона. Ее разрез отличается выпадением мио-
236
плиоценовой шнракской толщи и относительным уменьшением мощно-
стей плиоцена, особенно верхнего плиоцена; последний залегает здесь
местами с довольно резким угловым несогласием, свидетельствующим
о доакчагыльских складкообразовательных движениях. Но наиболее
интенсивное складкообразование относится здесь все же к концу плио-
цена — началу плейстоцена, на что указывает сильная дислоцирован-
ность акчагыла и апшерона. В структуре неогенового комплекса эта зо-
на выражена в виде довольно узкого антиклинория с выходами олиго-
цена и миоцена в сводах антиклинальных складок. Складки здесь более
узкие и сжатые, чем в Мирзаанской зоне, причем в ядрах антиклиналей,
сложенных майкопскими глинами, наблюдаются диапироидные ослож-
нения. Складки бывают скошены или даже опрокинуты на юг и срезают-
ся чешуйчатыми взбросами и надвигами, местами переходящими в не-
большие покровы с перемещением масс к югу. Примером может служить
крупный региональный Эриктарский надвиг с вертикальной амплитудой
до 2 км, играющий роль южной границы Чатминского антиклинория.
Как установили М. Г. Агабеков и А. В. Мамедов (1961) на основании
детальной геологической съемки и картировочного бурения, в районе
хр. Ахтахтатапа он переходит в тектонический покров с почти горизон-
тальной поверхностью смещения амплитудой до 2,5—3 км, по которому
средний сармат надвинут на континентальные апшеронские отложения
(см. рис. 47). Таким образом, формирование покрова происходило,
по-видимому, в четвертичное время. Вероятно, явления перехода надви-
гов в небольшие покровы имели в описываемой зоне в прошлом ши-
рокое распространение, но лишь местами, как на хр. Ахтахтатапа, ал-
лохтон мог сохраниться от последующего размыва вследствие благо-
приятствующих этому местных литологических изменений надвинутого
комплекса.
По сравнению с другими зонами западной части Ширакско-Аджи-
ноурской складчатой системы Чатминская антиклинальная зона испы-
тала с конца плиоцена не только наиболее интенсивные складчато-на-
двиговые деформации, но и наиболее значительное общее поднятие.
В осевой части антиклинория, сложенной олигоценом и миоценом, аб-
солютные высоты достигают ныне 800—900 м (гора Чобандаг—892 м).
Учитывая, что эти отложения первоначально несогласно перекрывались
акчагылом и апшероном суммарной мощностью порядка 500 м, можно
считать, что амплитуда послеапшеронского поднятия в центральной
части Чатминской зоны достигала не менее 1,5 км, тогда как в смеж-
ных синклинальных зонах она измерялась в среднем лишь нескольки-
ми сотнями метров.
Чатминская зона является погруженным продолжением Аджаро—
Триалетской зоны Малого Кавказа. К участку их перехода (восточнее
Тбилиси) приурочены несколько обширных овальных верхнеплиоценовых
мульд; акчагыл в них лежит на миоцене несогласно, но наследует ос-
новные черты его складчатой структуры.
Самая южная зона, выделяемая в западной части системы — Джей-
ранчельская — сложена олигоценовыми, миоценовыми и несогласно ле-
жащими верхнеплиоценовыми отложениями. Все они, кроме верхнего
плиоцена, постепенно уменьшаются в мощности и почти выклиниваются
у ее южного борта, совпадающего с долиной среднего течения Куры
между Рустави и Кировабадом. Соответственно поверхность фундамен-
та к южному краю зоны повышается до 7—8 км (по сейсмическим дан-
ным Г. К- Твалтвадзе). В структуре олигоцена и неогена Джейранчель-
ская зона может рассматриваться как синклинорий. На поверхности
он сложен главным образом акчагыльскими и апшеронскими отложе-
ниями, смятыми в более !Пологие и широкие, но также скошенные
к югу и срезанные надвигами складки. Самый южный из них, совпада-
ющий с долиной Куры, служит границей Ширакско-Аджиноурской
237
системы с заложенным в конце плиоцена Среднекуринским прогибом. По
отношению к нему в структуре четвертичного комплекса Джейранчель-
ская зона выступает как приподнятая (до + 200 + 400 м) ступень на
южном крыле еще более поднятого в антропогене Чатминского анти-
клинория.
В западном направлении Джейранчельская зона переходит в струк-
туры южного крыла Аджаро-Трналетской складчатой зоны, по-видимо-
Рис. 47. Блок-диаграмм а
структуры хребта Лхтахта-
тапа в Чатминской зоне (по
данным инструментальной
съемки н структурно-карти-
ровочиого бурения). По
М. Г. Агабекову и А. В. Ма-
медову (1961)
Ч — континентальные слои
апшеронского яруса; 2 —
сарматские отложения; 3 —
скважины ка рт и ро вечного
бурения; Т — Эрнктарский
надвнг;	Тк — Элдароюгин-
скнй надвиг; t — проекция
Эриктарского надвига на
вышележащие слои; t| —
проекция Эльдароюгинского
надвига на вышележащие
слои
му, находя непосредственное продолжение в широкой, раскрывающей-
ся к востоку, Алгетской синклинали. Участок сочленения Джейранчель-
ской зоны (как и Чатминской) с Аджаро-Триалетской зоной оказывается
наиболее опущенным; складчатые структуры верхнего плиоцена на этом
участке, к востоку от Рустави, скрыты под несогласно лежащим четвер-
тичным чехлом.
К востоку от линии Кировабад—низойья Алазани тектоническое
строение Ширакско-Аджиноурской системы претерпевает довольно су-
щественные изменения. Во-первых, здесь существенно (примерно в 1,5
238
раза) увеличивается глубина новейшего погружения, и, соответственно,
повышаются полнота и мощность разреза главным образом за счет воз-
растания мощности верхнего плиоцена и антропогена и появления сред-
него плиоцена (по крайней мене на самом восточном участке). Олиго-
ценовые, миоценовые и нижнеплиоценовые отложения здесь скрываются
под мощным покровом верхнего плиоцена и антропогена. В связи с на-
растанием мощности и полноты разреза те особенности строения раз-
резов, которые отличают отдельные тектонические зоны западной части
Ширакско-Аджиноурской системы, в ее восточной части в значительной
степени утрачивают свое значение, и выделение здесь их эквивалентов
(кроме самой северной — Красноколодской) становится затруднитель-
ным и условным.
Во-вторых, единое, линейно вытянутое складчатое сооружение, ка-
ким является западная половина Ширакско-Аджиноурской системы,
в районе Мингечаурского водохранилища расщепляется на две ветви,
Северная, более мощная Аджиноурская ветвь сохраняет юго-юго-восточ-
ное направление и сочленяется через Гирдыманчайский поперечный
разлом со структурами южного крыла Апшероно-Кобыстанской пери-
клинальной области. Южная, более слабая Нафталанская ветвь— круто
поворачивает на юго-юго-восток, вплотную прижимаясь к борту под-
нятия Малого Кавказа, и вскоре затухает. Расходящиеся в стороны
складчатые зоны как бы обтекают с двух сторон глубоко опущенную
в позднем плиоцене — антропогене, но практически не испытавшую
складкообразования Нижнекуринскую впадину, которая, по-видимому,
обладает жестким, консолидированным фундаментом. Расщепление Ши-
ракско-Аджиноурской системы вдающимся на северо-запад «выступом»
Нижнекуринского жесткого блока напоминает расщепление северной
и южной краевых складчатых зон Верхнекуринской впадины вдаю-
щимся на восток клином ее срединной, жесткой зоны, также испытав-
шей в конце позднеорогенной стадии относительное опускание. Но здесь,
в центре Куринской впадины, мы имеем дело с гораздо более крупными
структурами, чем в ее западной части.
Аджиноурская ветвь представляет линейное складчатое сооруже-
ние. В структуре четвертичного покрова, хорошо читаемой на геологи-
ческой карте и прекрасно выраженной в прямом структурном рельефе
Аджиноура, эта ветвь выступает как обрамленный Нижнекуринской и
Алазанской впадинами антиклинорий почти симметричного сечения:
в нем четко выделяются три зоны — две краевые приподнятые зоны,
состоящие из нескольких антиклинальных и синклинальных складок,
и средняя, опущенная зона, представляющая собой широкую плоско-
донную Аджиноурскую синклиналь, заполненную мощными толщами
верхнеплиоценовых и четвертичных осадков. В рельефе она выражена
в виде замкнутых и полузамкнутых плоских котловин с полупустын-
ным ландшафтом. Днище ее несколько приподнято лишь на самом за-
падном (Приалазанском) и самом восточном участке (между Геокчаем
и Гирдыманчаем), где обнажаются смятые в складки бакинские и апше-
ронские отложения (рис. 48, Б).
Северная краевая складчатая зона выражена в виде одной, места-
ми двух тесно сближенных цепочек ундулирующих иногда кулисно
подставляющих одна другую опрокинутых на юг антиклинальных скла-
док, южные крылья которых срезаны надвигами. Ядра складок сложе-
ны верхним, реже средним или нижним плиоценом, а в некоторых из
них из-под плиоцена непосредственно выступает верхняя или средняя
юра (Ахмедбейли, 1962). Это обстоятельство дает возможность опо-
знать в описываемой Дашюзской антиклинальной зоне восточное про-
должение Красноколодской шовной зоны. Лежащая южнее широкая
Аджиноурская синклиналь по структурному положению является про-
должением Мирзаанской синклинальной зоны. В южной антиклинальной
239

Рис. 49. Антецедентные долины рукавов
р. Гирдыманчая, прорезающие растущую
Карамарьянскую антиклиналь у сел. Па-
дар. По В. А. Гроссгейму
зоне В. Е. Хайн и А. Н. Шарданов видят непосредственное продолжение
Чатминского антиклинория. Однако такое отождествление основывается
лишь на геометрических соотношениях этих зон, но не на сходстве истории
развития, которая для Южно-Аджиноурской антиклинальной зоны изве-
стна по существу лишь с позднего плиоцена. Можно предполагать, что
Южно-Аджиноурская антиклинальная зона представляет собой надраз-
ломную, шовную структуру, при-
уроченную к зоне крутого глубинно-
го разлома (см. ниже).
Южная антиклинальная зона
на большей части своего протяже-
ния выражена двумя сближенными
цепочками ундулирующих антикли-
налей с апшероном в ядре, скошен-
ных к югу и срезанных взбросами
и надвигами. К югу от них на запад-
ном и восточном окончаниях этой
зоны появляются еще одна-две
цепочки брахиантиклиналей. На
востоке две самые южные асиммет-
ричные, но уже не опрокинутые к
югу и не осложненные на поверхно-
сти разрывами складки (северная и южная Карамарьянские антиклина-
ли) сложены бакинскими и даже хазарскими отложениями. Таким обра-
зом, в общем к югу складки становятся все более молодыми. Обе Кара-
марьянские брахиантиклинали великолепно выражены в рельефе в виде
валов, прорезаемых протоками сухих дельт рек Гирдыманчая и Девеба-
танчая, пролювий которых заполняет промежуточные синклинали. Рост
складок происходил одновременно с формированием конусов выноса (и
даже начался несколько позднее). При этом, если одни протоки сухих
дельт успевали антецедентно перепиливать растущие антиклинали (пре-
имущественно их периклинальные окончания), то другие оказывались
не в состоянии прорезать их и отклонялись в стороны. На своде анти-
клиналей сохранились высоко поднятые древние «висячие» долины, при-
дающие им вид «батона». Явления «живой» тектоники Карамарьянского
увала были прекрасно описаны и изображены В. А. Гроссгеймом
(1949) — см. рис. 49.
Время завершения образования Карамарьянских складок устанав-
ливается на основании того, что из террас, врезанных в слагающие увал
бакинские и хазарские галечники и суглинки, не деформированы только
две самые нижние, верхнехвалынские террасы. Третья терраса затрону-
та деформацией лишь местами, а более высокие четвертая и пятая ниж-
нехвалынские террасы — повсеместно. Так, относительная высота 15-мет-
ровой террасы р. Девебатанчая при пересечении оси увала возрастает
до 60 м. Следовательно, складкообразование в основном закончилось
в середине позднего плейстоцена.
В современных поперечных долинах рек Турианчая, Геокчая, Деве-
батанчая, прорезающих восточную часть основной Аджиноурской гряды,
не деформированными оказываются три низкие верхнехвалынские тер-
расы, тогда как более высокие террасы нижнехвалынского, верхне- и
нижнехазарского возраста обнаруживают значительные антиклинальные
изгибы. Так, например, одна из хазарских террас Девебатанчая при
пересечении ею Аджиноурской гряды повышается от 50 до 80—100 м
(Думитрашко и др., 1961). Между прорезающими Аджиноурскую воз-
вышенность (в широком смысле) сквозными антецедентными долинами
Алазани. Геокчая и некоторых других рек южного склона Большого
Кавказа сохранились ныне покинутые поперечные висячие долины рек,
течение которых было отклонено ростом Аджиноурских складок и
16 0731
241
одновременным с ним погружением Алазанской впадины. Учитывая, что
рост Аджиноурских складок начался в предбакинское время (так как
бакинские отложения залегают на апшероне с заметным несогласием),
можно сделать вывод, что поперечная речная сеть в полосе южных
предгорий Восточного Кавказа существовала уже в конце плиоцена
и лишь частично, в западной части Алазанской впадины и Аджиноур-
ской системы, была перестроена впоследствии на продольную в связи
с интенсивным развитием этих неотектонических структур.
В залегании четвертичных отложений Аджиноурская складчатая
система в целом выступает как антиклинорий. Но в структуре подош-
вы верхнего плиоцена она приобретает характер промежуточной ступе-
ни (в среднем — 2—2,5 км) между относительно приподнятой, накло-
ненной к северу Алазано-Красноколодской ступенью (от + 0,5 в южной
части до — 0,5 км в северной) и наиболее опущенной Нижнекуринскоп
ступенью, где подошва акчагыла лежит, по-видимому, на глубине —
3,5—4 км. Эти ступени сочленяются посредством Красноколодского и
Геокчайского глубинных разломов, поверхностным выражением которых
служат Дашюзская и Южно-Аджиноурская зона надразломных складок
с характерным для них опрокидыванием и надвиганием на юг, т. е.
в сторону более опущенной ступени. Возможно, что не только надвиги,
наблюдаемые на поверхности, но и сами швы глубинных разломов так-
же наклонены к северу, т. е. падают под Большой Кавказ. По более
глубоким горизонтам — в породах миоцена и олигоцена, исходя из ана-
логии с более западной частью Ширакско-Аджиноурской системы и
учитывая малую мощность и неполноту доплиоценового разреза Нижне-
куринской впадины — можно ожидать новое изменение структур. Аджи-
ноурская зона по этим горизонтам, по-видимому, окажется более опу-
щенной, чем Алазанская и Нижнекуринская. Наконец, по еще более
древним — мезозойским отложениям структура, вероятно, вновь при-
обретает характер лестницы, но со ступенчатым опусканием фундамента
к северо-востоку; в пользу этого свидетельствуют данные ГСЗ, получен-
ные для несколько более восточного участка.
Интересный, но не вполне выясненный вопрос представляют условия
сочленения Аджиноурской системы и ограничивающих ее разломов со
структурами западного участка Апшероно-Кобыстанской периклиналь-
ной области. Важнейшая роль в их взаимоотношениях принадлежит
Гирдыманчайскому поперечному разлому; в него как бы упирается
большая часть складчатых структур Аджиноура, не находя далее к
востоку прямого продолжения. Лишь самые южные складки Аджино-
уро-Карамарьянские не обрываются этим поперечным нарушением,
хотя его южное продолжение отражается и на их конфигурации
(Агабеков, 1963). Выше отмечалось, что в отличие от северного участка
Гирдыманчайского разлома, где восточное крыло относительно опущено,
на его южном участке восточное крыло (Ленгибизский блок) является
поднятым по сравнению с западным (Аджиноурским) и при этом, по-
видимому, несколько сдвинуто относительно него к югу. Об этом говорит
экранирование Гирдыманчайским поперечным разломом развитого к во-
стоку от него крупнейшего Аджичайского надвига со смещением масс
к югу.
Несколько западнее Гирдыманчайского разлома структуру Аджино-
урской системы нарушает параллельная ему поперечная флексура (сов-
падающая с долиной р. Девебатанчай) также с опущенным западным
крылом. Вероятно, она связана на глубине с поперечным разломом,
параллельным Гирдыманчайскому. Между ними заключен блок, играю-
щий роль промежуточной поперечной ступени, сложенной апшероном,
между Ленгибизским поднятием, сложенным палеогеном и относитель-
но опущенной Аджиноурской ступенью, покрытой мощными нижне- и
среднечетвертичными осадками. Непосредственно севернее, между про-
242
должениями этих поперечных разломов заключена наиболее приподнятая
часть Вандамского поднятия — поперечный выступ между Алазанским
и Шемахинским прогибами.
Таким образом, на участке, прилегающем к р. Гирдыманчай, мы ви-
дим проявления глыбовой тектоники, связанные с взаимным пересече-
нием нескольких поперечных (вертикальных) и продольных (наклонен-
ных к северо-востоку) разломов, причем все ограниченные этими разло-
мами прямоугольные блоки испытывали дифференциальные новейшие
вертикальные движения различной амплитуды.
Возникает вопрос — продолжаются ли Красноколодский и Геокчай-
ский глубинные разломы к востоку от Гирдыманчайского поперечного
разлома? Геометрически в качестве восточного продолжения Красноко-
лодского разлома может рассматриваться разлом, ограничивающий
с севера Ленгибизский горст-антиклинорий. Геокчайский же разлом
к востоку от Гирдыманчая не выражен. По существу роль этих глубин-
ных разломов, создающих в структуре плиоценового комплекса север-
ное ступенчатое ограничение Нижнекуринской впадины, по-видимому,
берет на себя к востоку от Гирдыманчайского поперечного нарушения
один Аджичайский глубинный разлом (на поверхности — надвиг). Лен-
гибизский горст-антиклинорий следует рассматривать в таком случае
как шовную структуру, представляющую, по-видимому, восточное звено
грандиозной Кахетино-Лечхумской шовной зоны, протянувшейся вдоль
всего южного склона Большого Кавказа.
Южная — Боздаг-Нафталанская ветвь Ширакско-Аджиноурской си-
стемы, обтекающая Евлахский «клин» жесткого блока Нижнекуринской
впадины с запада,— гораздо короче Аджиноурской и в новейшей струк-
туре выражена значительно проще. Эта ветвь служит продолжением
южных зон западной части Ширакско-Аджиноурской системы, в свою
очередь расположенных на простирании Аджаро-Триалетской зоны Ма-
лого Кавказа — Джейранчельской и, возможно, Чатминской. Разрез
Боздаг-Нафталанской зоны отличается неполнотой: на тортоне и сар-
мате, а на юго-западном крыле зоны — непосредственно на Майкопе
трансгрессивно и несогласно залегает верхний плиоцен (акчагыл и ап-
шерон), с размывом перекрытый в северо-восточной части Боздаг-Наф-
таланской зоны четвертичными осадками. Структура олигоцен-миоцено-
вого комплекса оказывается значительно более сложной, чем структура
верхнего плиоцена и нижнего плейстоцена, что свидетельствует о двух
периодах складкообразования. В предакчагыльский (или предсредне-
плиоценовый?) период был сформирован ряд брахиантиклинальных
складок, образующих довольно широкий (40-километровый) пояс юго-
юго-восточного простирания, непосредственно примыкающий к подня-
тию Малого Кавказа между Кировабадом и Агдамом на западе и Ев-
лахом и Бардой на востоке. Акчагыл-апшеронские, а в северо-восточной
части и бакинские отложения, деформация которых в основном завер-
шилась к среднему плейстоцену, смяты значительно слабее. Наиболее
крупные и отчетливо выраженные в рельефе брахиантиклинальные
складки развиты в северной части Боздаг-Нафталанской ветви — на
южном побережье Мингечаурского водохранилища (Боздаг и др.). Рез-
ким отличием их от складок Аджиноурской ветви является их симмет-
ричный профиль и отсутствие надвиговых осложнений (эти ветви скла-
док разделяются крупной Мингечаурской синклиналью, служащей
как бы суженным северо-западным продолжением Нижнекуринской
впадины).
Время складкообразовательных движений на антиклиналях Боз-Даг
и Дюз-Даг определяется тем, что в строении их крыльев принимают уча-
стие континентальные и морские отложения бакинского яруса, залегаю-
щие на апшероне с угловым несогласием до 20°, а местами даже
до 45° (Дюз-Даг). В свою очередь, в возникших в результате смятия
16*
243
верхнеплиоценовых и бакинских отложений антиклинальных грядах вы-
работаны абразионные нижнехазарские террасы, поднятые до абсолют-
ных высот 200—230 м, 160—170 м и 100—130 м, но не испытывающие
складчатых деформаций.
Далее к юго-востоку по простиранию Боздаг-Нафталанской ветви
брахискладки приобретают юго-восточное (Гетакбозская антиклиналь),
а затем субмеридиональное простирание (Нафталанская), становясь
вместе с тем все более пологими, слабовыраженными в рельефе и как
бы «расплываются» на фоне пологомоноклинальной структуры. При
этом наследуются, и то в сильно смягченной форме, далеко не все,
лишь некоторые антиклинали олигоцен-миоценового комплекса (Наф-
таланская, Ширванлинская). Напротив, более северные складки про-
должают расти вплоть до современности; так, например, повторным ни-
велированием установлено поднятие Дуздагской и Гетакбозской скла-
док со скоростью 0,8—1 мм в год (Лилиенберг, 1963).
Заканчивая обзор новейшей тектоники Ширакско-Аджиноурской
системы, следует остановиться на некоторых особенностях строения и
формирования ее складчатой структуры. Как уже отмечалось, для нее
очень характерны довольно узкие, косые и опрокинутые к югу антикли-
нали, чередующиеся с более широкими синклиналями корытообразного
или коробчатого профиля. Большинство складок принадлежит к группе
брахиморфных или переходным от последних и линейных. Для антикли-
налей, в ядрах которых залегает майкопская глинистая толща (Чат-
минская зона), характерны более или менее отчетливые диапироидные
явления. Очень многие антиклинали осложнены разрывами типа взбро-
сов или надвигов со смещением к югу, срезающими частично или цели-
ком южные крылья складок. Амплитуда разрывов варьирует от сотен
метров до 1—2 км и более. В некоторых случаях надвиги переходят
в небольшие тектонические покровы с горизонтальной амплитудой до
3—4 км.
Характерной чертой морфологии складок, выясненной сейсмически-
ми и буровыми исследованиями, является их затухание с глубиной, ко-
торое широко проявляется и в других районах Кавказа. Но если в боль-
шинстве районов пластичным комплексом, перераспределение вещества
внутри которого приводит к усложнению складчатой структуры в выше-
лежащих более «жестких» отложениях, является глинистая майкопская
серия, то в Ширакско-Аджиноурской системе роль такого комплекса
играет не только майкопская серия (главным образом, в Чатминской
зоне, где Майкоп залегает неглубоко или даже обнажается), но и выше-
лежащие мощные существенно глинистые или песчано-глинистые толщи
в частности, принадлежащие сармату или даже мэотису — поиту. Наи-
более полно эти явления изучены в западной части системы, в Кахетии
(Булейшвили, 1960; Айзенберг, 1962). Некоторые складки, имеющие
в породах верхнего плиоцена и мио-плиоцена большую амплитуду, не-
редко запрокинутые и срезанные надвигами, превращаются в пологие
едва заметные изгибы и даже вовсе исчезают на глубинах 2—3 км,
уже в низах миоплиоцена или в сармате. Многие надвиги книзу вы-
полаживаются и также полностью затухают в миоплиоценовых или
сарматских отложениях. Эти явления структурной дисгармонии по
большей части установлены на северном крыле Чатминского анти-
клинория и связаны с перемещением вещества в сторону его оси, т. е.
кверху.
Как и во многих других районах Кавказа, мы встречаемся здесь
с явлением вторичного удлинения в поперечном сечении верхних гори-
зонтов неогена по сравнению с его нижними горизонтами и неогена в це-
лом — по сравнению с домайкопскими отложениями. Величина относи-
тельного удлинения верхних слоев при средней ширине Ширакско-Ад-
жиноурской системы порядка 40 км может достичь, согласно проведен-
244
ным подсчетам, не менее 10—15 км, т. е. составляет около 20—30% от
ширины складчатой зоны.
Подобное удлинение, как мне представляется, в данном случае
с несомненностью говорит о растяжении верхних горизонтов, в процессе
складкообразования, причем величина растяжения значительно превос-
ходит величину сжатия нижних горизонтов, образующих весьма поло-
гие складки. Последняя, вероятно, измеряется лишь первыми километ-
рами. Вместе с тем характерное для Ширакско-Аджиноурской системы
опрокидывание антиклиналей на юг и их чешуйчатое надвигание в ту
же сторону говорит о регионально выраженном во всей складчатой си-
стеме перемещении масс в южном направлении, усиливающемся вверх
по разрезу. Поскольку эти явления нельзя связать с действием грави-
тационного механизма, наиболее естественно объяснить их давлением,
распространяющимся с севера, точнее — со стороны приподнятого бло-
ка, лежащего к северу от Красноколодского глубинного разлома. Выше
отмечалось, что в районе Цители-Цкаро установлено надвигание юрского
комплекса на залегающие к югу от него верхнеплиоценовые отложения
по поверхности надвига, возможно, достаточно пологого. Естественно
предполагать, что Красноколодский разлом сохраняет свое северное
падение и до больших глубин. В таком случае подъем северного блока
этого разлома (общая вертикальная амплитуда которого по кровле ме-
таморфического фундамента в районе Цители-Цкаро, по сейсмическим
данным, достигает 6—10 км) неизбежно приведет при относительной
неподвижности южного ограничения Ширакско-Аджиноурской системы
к ее некоторому общему сокращению и в первую очередь к сужению
прилегающего к ней с юга Мирзаанского прогиба и пологому смятию
нижних горизонтов выполняющих его отложений, усиливающемуся,
вследствие перераспределения вещества внутри пластичных толщ, в
верхних горизонтах разреза. Помимо Красноколодского надвига, сжа-
тие расположенных южнее зон могли вызывать подвижки по некоторым
другим крупнейшим разломам взбросо-надвигового типа, в частности
по Эриктарскому надвигу, ограничивающему с юга Чатминскую анти-
клинальную зону, и т. п. Предположение о связи формирования опро-
кинуто-чешуйчатой складчатой структуры Ширакско-Аджиноурской
системы с давлением с севера доказывается также постепенным ослаб-
лением интенсивности складчатости и «омоложением» складок в южном
направлении, что прекрасно видно в восточной части системы — в Ад-
жиноуре. В пользу этого свидетельствует и тот факт, что опрокинуто-
чешуйчатая структура свойственна лишь складкам субширотного про-
стирания, тогда как складки Боздаг-Нафталанской ветви, отгибающиеся
к юго-востоку и югу, сразу утрачивают подобный перекос и приобре-
тают правильный симметричный профиль.
В свете высказанных предположений находит объяснение связь
периодов складкообразования со временем смены погружений диффе-
ренциальными поднятиями. Поскольку последние сопровождаются уси-
лением подвижек по разломам типа надвигов, постольку они вызывают
некоторое сжатие и пологое коробление нижних горизонтов разреза
смежных относительно опущенных зон, внутриформационное перемеще-
ние вещества с нагнетанием в своды в пластичных средних горизонтах
и сложную дисгармоничную складчатость и разрывы в несколько рас-
тянутых верхних горизонтах.
Морфологически складчато-надвиговая структура Ширакско-Аджи-
ноурской зоны имеет довольно много общего с более древней складча-
то-надвиговой структурой флишевых синклинориев южного склона
Большого Кавказа с тем лишь различием, что последняя отличается
наличием значительно более узких и сжатых синклиналей, придающим
ей в целом изоклинально-чешуйчатый характер. Однако при приближе-
нии к периклинальным окончаниям Большого Кавказа это различие
245
становится все менее заметным. Естественно, встает вопрос — не имеем
ли мы в обоих случаях проявления генетически сходного процесса де-
формации, который, однако, в Ширакско-Аджиноурской зоне еще не
закончился и не достиг еще той стадии, которой он завершился во
флишевых синклинориях? К вопросу об этой аналогии мы вернемся не-
сколько позднее.
Новейшая структура краевых зон Среднего сегмента Куринской
Межгорной впадины — Алазанского и Среднекуринского прогибов —
несравненно проще, чем Ширакско-Аджиноурской складчатой системы.
Они представляют неглубокие молодые тектонические депрессии, воз-
никшие по обе стороны от инверсирующего Ширакско-Аджиноурского
сооружения в позднем плиоцене и антропогене и наложенные на крае-
вые зоны сооружений Большого и Малого Кавказа.
Алазанский (или Алазано-Агричайский) межгор-
ный прогиб выражен в рельефе в виде узкой предгорной аллюви-
ально-пролювиальной равнины, дренируемой реками Алазанью и Агри-
чаем, текущими вдоль котловины, а также многочисленными консеквент-
ными реками, стекающими с южного склона Большого Кавказа,
которые либо впадают в Алазань и Агричай, либо пересекают восточ-
ную часть котловины и обрамляющие ее с юга Аджиниурские гряды.
Первоначально (в конце плиоцена — начале антропогена) консеквент-
ная речная сеть господствовала на всем протяжении современной Ала-
занской котловины у Ширакско-Аджиноурских гряд и даже Циви-Гом-
борского хребта (тогда еще не существовавших), а затем по мере роста
поднятий на юге и усиления погружений на севере начала перестраивать-
ся на продольную. Процесс перестройки, естественно, сначала захватил
самую западную часть Алазанского прогиба и обрамляющей его с юга
Ширакско-Аджиноурской складчатой системы (Циви-Гомборского хреб-
та), где поднятия проявились раньше и сильнее всего, затем — среднюю
часть, где эта перестройка еще не вполне завершилась (антецедентное
поперечное ущелье низовий Алазани) и пока еще в очень слабой сте-
пени затронула восточную часть Алазанского прогиба, поскольку здесь
инверсионное поднятие Аджиноурской зоны началось гораздо позднее
(в раннем и более отчетливо в среднем плейстоцене), является пока
значительно более слабым, чем на западе, и сравнительно легко пре-
одолевается антецедентным врезанием поперечных долин.
Поверхность Алазанской котловины имеет заметный наклон к югу,
и долины дренирующих ее продольных рек — Алазани и Агричая — от-
жаты к ее южному борту. По-видимому, это связано не только с более
интенсивным относительным погружением южной части прогиба, но и с
исключительно мощным развитием пролювиальных конусов выноса и
селевых накоплений в местах выхода из гор многочисленных речных
долин, дренирующих южный склон Большого Кавказа. В пользу этого
свидетельствует тот факт, что на западном участке прогиба, который
обрамляется высокими горами, служащими источником обильного об-
ломочного материала, не только с севера, но и с юга (Циви-Гомборский
хребет), поверхность дна котловины приобретает симметричный
профиль.
Мощность практически почти не дислоцированных четвертичных
континентальных отложений, выстилающих дно Алазанского прогиба,
известна пока недостаточно из-за слабой изученности его буровыми ра-
ботами; по-видимому, она составляет в его осевой части около 200—
500 м, увеличиваясь вдоль нее в северо-западной кахетинской части
прогиба. Под ними в юго-западной части прогиба залегают верхнеплио-
ценовые, грубообломочные молассовые толщи мощностью в несколько
сотен метров (и частично, может быть, и более древние неогеновые мо-
лассы?), очевидно, выклинивающиеся в северо-восточном направлении.
По-видимому, во время их накопления Алазанский прогиб, как са-
246
мостоятельный элемент, еще не существовал и представлял собой
северную краевую зону и борт глубокого Шнракско-Аджиноурского
прогиба.
Складчатым фундаментом Алазанского прогиба служат мезозой-
ские и частично палеогеновые толщи, слагающие Чиауро-Дибрарский
флишевый синклинорий и обрамляющие его с юга антиклинорные под-
нятия — Кахетинское, Нухинское, Вандамское. Восточная, более узкая
и мелкая часть прогиба в основном наложена на подобные антикли-
нальные структуры, тогда как более глубокая и широкая западная
часть имеет своим субстратом преимущественно структуры флишевого
прогиба. Глубина флишевого прогиба к югу все более уменьшается, и,
по данным сейсморазведки, метаморфический фундамент (палеозой?)
залегает под западной частью Алазанской впадины, между Лагодехи
и Цнори на глубине всего 3—4 км (Г. К- Твалтвадзе). С приближе-
нием фундамента связан, очевидно, Лагодехский гравитационный мак-
симум, ось которого совпадает с Алазанским наложенным прогибом
(Айзенберг, 1955).
Роль южного ограничения Алазанского прогиба играет описанная
выше Красноколодская шовная зона с ее западным продолжением
в Циви-Гомборском хребте. Эта зона по существу представляет как бы
«задранный» кверху, возможно, по разрывам умеренной амплитуды,
южный край ложа Алазанского прогиба, оборванный с юга огромным
региональным разломом. Существование крупнейшего молодого разло-
ма, скрытого под четвертичными наносами, как известно, предпола-
гается рядом исследователей вдоль северного борта Алазанской впади-
ны. Однако прямых геологических доказательств его наличия нет, изви-
листый характер южного края Большого Кавказа и глубокое
проникновение из Алазанской котловины по долинам южного склона
длинных и широких языков аллювия, т. е. явные признаки переуглуб-
ления этих долин — скорее свидетельствуют не о наличии подобного
активного разлома, а, напротив, о продолжающемся расширении Ала-
занского прогиба к северу за счет вовлечения в него смежных участков
южного склона. Скорее всего, именно с современным процессом разра-
стания Алазанского прогиба к северу (Растворова и Нерсесов, 1955),
а не с гипотетическим разломом, проходящим вдоль южного края Боль-
шого Кавказа, как это обычно считается, связаны многочисленные эпи-
центры землетрясений силой до 6—7 баллов с глубиной очагов в 5—
10 км, приуроченные ко всему северному борту Алазанской депрессии
от Кахетии на западе до Кукташена на востоке. Алазанский прогиб,
по-видимому, расширяется не только к северу, но и в западном направ-
лении; в пользу этого свидетельствует возникновение на простирании оси
прогиба к западу от него на флишевом основании наложенной верхне-
(?) четвертичной Тианетской котловины; другая, возникшая несколько
восточнее, Ахметская котловина — уже практически слилась с Алазан-
ской. Таким образом, в современных своих границах Алазанский нало-
женный прогиб представляет чрезвычайно молодую структуру, сформи-
ровавшуюся лишь в позднечетвертичное время.
С р е д н е к у р и н с к и й (в узком смысле) или Караязский
прогиб расположен симметрично с Алазанским, между Ширакско-
Аджиноурской складчатой системой и поднятием Малого Кавказа. Се-
верная граница на большей части его протяжения совпадает с долиной
Куры, приуроченной к зоне крутого взброса, по которому верхнеплио-
ценовые отложения Джейранчельской складчатой зоны надвинуты на
почти недислоцированный верхний плиоцен и плейстоцен Среднекурин-
ского прогиба *. Лишь на северо-западном участке граница прогиба
* На правом берегу Куры в районе впадения р. Агстев (Акстафа) на протяже-
нии 4 км по этому разрыву надвинуты акчагыл-апшеронские отложения.
247
переходит на левобережье Куры, а на юго-восточном, напротив, откло-
няется к юго-востоку от Куринской долины и проходит вдоль юго-за-
падного края Боздагской группы складок. Южным бортом прогиба
служит северо-восточный край сооружения Малого Кавказа, поверх-
ность которого полого погружается к северо-востоку. На северо-западе
прогиб центриклинально замыкается в районе низовьев рек Алгетп
и Храми, а на юго-востоке — между Кировабадом и Евлахом, где Боз-
даг-Нафталанская ветвь Ширакско-Аджиноурской складчатой системы
отгибается к юго-юго-востоку и вплотную смыкается с краем поднятия
Малого Кавказа *. По своему происхождению Среднекуринский прогиб
является краевой зоной поднятия Малого Кавказа, сложенной полого-
складчатыми толщами мезозоя и отчасти палеогена, вовлеченной в позд-
неплиоценовое и отчасти в раннечетвертичное время в некоторое погру-
жение. Амплитуда его плавно увеличивается от современного края
поднятия Малого Кавказа в сторону северо-восточного борта Средне-
куринского прогиба, достигая к северу от Кировабада максимальной
величины порядка 1 км. Основная доля погружения падает на поздний
плиоцен. К северо-западу даже у наиболее погруженного северо-восточ-
ного края прогиба глубина залегания подошвы верхнеплиоценовых от-
ложений постепенно уменьшается примерно до 0 ж в районе северо-за-
падного замыкания прогиба.
Таким образом, новейшая структура описываемой зоны рисуется
как пологая моноклиналь, оборванная на северо-востоке взбросом,
и лишь на своих окончаниях она приобретает типично-центриклиналь-
ную структуру. Поэтому название «прогиб» является не вполне пра-
вильным. В юго-восточной части зоны, ранее вовлеченной в погружение
и в целом более опушенной, верхний плиоцен слагает всю моноклиналь
и даже поднимается на северо-восточное крыло Малого Кавказа до
высот 4- 0,7— 1 км. Напротив, в позднее втянутой в опускание северо-
западной части зоны верхний плиоцен распространен менее широко, чем
континентальный антропоген, который покрывает всю ее площадь, вда-
ваясь широкими и глубокими языками в подтопленные переуглубленные
долины северо-восточного склона Малого Кавказа (Дзегамчай, Тауз-
чай, Гасансу, Агстев, Дебед, Машавера, Алгети). Граница Среднеку-
ринской правобережной пологонаклонной аллювиальной равнины
с горным сооружением Малого Кавказа носит здесь сложный, извилис-
тый характер, и уже внутри равнины сохраняются в виде «островов»,
«полузатопленных» аллювиально-пролювиальными накоплениями, мно-
гочисленные эрозионные останцы коренных пород.
Особенно мощные четвертичные накопления (до 100—150 м) рас-
пространены на северо-западной центриклинали прогиба в пределах
обширной Борчалинской аллювиальной равнины, к которой приурочены
низовья рек Алгети, Храми и Дебед. Под ними в осевой зоне прогиба
здесь залегают базальтовые лавы и озерно-речные отложения верхнего
плиоцена. Четвертичные террасы рек при их выходе на Борчалинскую
равнину заметно понижаются в сторону оси прогиба, а верхнеплиоце-
новые лавовые потоки, заполняющие переуглубленные древние долины
р. Дебед и р. Машавера, глубоко погружаются под современные русла.
Таким образом, Борчалинская равнина представляет участок наиболее
интенсивного относительного, а может быть, и некоторого абсолютного
погружения в четвертичное время. Субширотная ось Борчалинской тек-
тонической депрессии со временем постепенно смещалась к югу, как
бы надвигаясь на северо-восточный край поднятия Малого Кавказа.
В миоцене и плиоцене ось прогиба проходила через среднее течение
Алгети и Яглуджинскую мульду, выполненную ширакской континен-
* Название Караязо-Евлахский прогиб, применяемое иногда для обозначения опи-
сываемого прогиба, является неудачным, так как Евлах находится вне этого прогиба,
в Нижнекуринской впадине и отделен от него Боздаг-Нафталанской складчатой зоной.
248
тальной толщей. В позднем плиоцене она переместилась к югу, при-
мерно до линии Тетри-Цкаро — Марнеули, к которой приурочена ось
лавового потока палео-Храми, а в антропогене приобрела еще более
южное положение, примерно совпадающее с нижним течением р. Хра-
ми. Таким образом, в северо-западной части Среднекуринского прогиба,
особенно в зоне Борчалинской центриклинали мы видим в конце плио-
цена — антропогене признаки расширения прогиба за счет вовлечения
в опускание прилегающей краевой зоны сооружения Малого Кавказа,
Центральная зона
М. Кавказ Краевая (срединный Краевая Б. Кавказ
массив) -------------------------------
Рис. 50. Схемы развития впадин Закавказской межгорной зоны в орогенном этапе (А — Рионской,
Верхне- и Нижнекурннских впадин, Б — Среднекуринского прогиба). Составил Е. Е. Милановский.
М. Кавказ Краевая Центральная Краевая Б Кавказ
Б
т. е. картину, вполне аналогичную той, которая отмечалась выше для
Алазанского прогиба.
Напротив, вдоль северо-восточного края прогиба в четвертичное
время отмечаются признаки слабого поднятия, приводящего к выработ-
ке серии плейстоценовых террас р. Куры, относительные высоты кото-
рых составляют 2—3 м, 4—10 м, 25—35 м, 45—50 м, 60—80 м (уровень
нижнехазарской террасы, образующей всю поверхность наклонной пра-
вобережной Среднекуринской равнины); при выходе на эту равнину
русла правых притоков Куры, стекающих с Малого Кавказа (Дзегам-
чай, Шамхорчай, и др.), врезаны в нее всего на несколько метров, а пе-
ресекая ее, они постепенно углубляются в ее уровень до 60—30 м у впа-
дения их в Куру (Антонов, 1959; Гаврилов, 1962).
Заканчивая характеристику неотектоники Среднего сегмента Курин-
ской межгорной впадины, необходимо обратить внимание на некоторые
своеобразные черты его структуры и истории развития, выделяющие его
из числа «типичных» межгорных впадин, примерами которых могут
служить Рионская и Верхнекуринская впадины (рис. 50).
Для обеих этих впадин характерно наличие периферических зон,
примыкающих к сводово-глыбовым сооружениям (Большого и Малого
Кавказа) и играющих по отношению к ним роль своеобразных краевых
прогибов; они испытывают интенсивное погружение еще в раннеороген-
ной стадии, а в течение позднеорогенной стадии подвергаются складко-
образованию и вовлекаются в слабое поднятие, как бы причленяясь
к растущему смежному сводово-глыбовому сооружению. Напротив, сре-
динные зоны этих впадин в раннеорогенной стадии испытывают относи-
тельное (или даже слабое абсолютное) поднятие и лишь в позднеоро-
генной стадии постепенно становятся зонами наиболее интенсивного
погружения. Таким образом, оси «краевых» по отношению к растущим
горным сооружениям прогибов как бы все более оттесняются от них
и, наконец, сливаются в единую ось «общего» для обоих сооружений
249
межгорного прогиба *. Складчатость в позднеорогенную стадию сперва
захватывает периферические зоны межгорных впадин, а срединная зона
затрагивается складкообразованием лишь позднее и значительно сла-
бее; суммарная глубина погружения за неотектоническую стадию в обе-
их впадинах не превышает 2—3 км, а за весь альпийский цикл (по
геофизическим данным) — 4—8 км.
Совершенно иную, даже противоположную картину видим мы в пре-
делах Среднего сегмента Куринской впадины. Здесь именно срединная
зона в течение всего орогенного этапа, а возможно, и со значительно бо-
лее ранних стадий альпийского цикла испытывала чрезвычайно дли-
тельное и глубокое погружение; общая амплитуда его за весь альпий-
ский цикл, по-видимому, достигла 13—15 км и лишь за позднеороген-
ную стадию составила 4—6 км (т. е. вдвое-втрое больше, чем в других
межгорных впадинах). Эта зона была в течение отдельных фаз поздне-
орогенной стадии охвачена процессами складкообразования, приобрела
довольно сложную складчато-чешуйчатую структуру (напоминающую
таковую флишевых синклинориев Большого Кавказа), в конце поздне-
орогенной стадии испытала (или вернее продолжает испытывать) общее
обращение (инверсию) знака вертикальных движений и превращается
в настоящее время в растущее складчатое сооружение. В перифериче-
ских же зонах в отличие от таковых Рионской и Верхнекуринской впа-
дин доальпийский фундамент относительно приближен к поверхности.
В течение раннеорогенной и значительной части позднеорогенной стадии
эти зоны были относительно приподняты и лишь к концу ее по мере
превращения глубокого срединного прогиба в складчатое сооружение
стали вовлекаться в погружение, пока еще неглубокое, но распростра-
няющееся все дальше в стороны от срединной, воздымающейся зоны
и как бы накатывающееся на краевые участки Большого и Малого
Кавказа.
Все кратко перечисленные здесь особенности строения и развития
Среднекуринского сегмента настолько напоминают признаки, свойствен-
ные структуре и развитию геосинклинальных прогибов, что невольно
встает вопрос — а не представляет ли Ширакско-Аджиноурская склад-
чатая система действительно альпийского геоеннклинального прогиба,
запоздавшего в своем равитии по сравнению с геосинклинальными про-
гибами Большого и Малого Кавказа? Если полное «замыкание» послед-
них произошло в течение палеогена, то «замыкание» и обращение Ши-
ракско-Аджиноурской геосинклинали началось лишь в позднеорогенной
стадии и еще не вполне закончилось. Ее краевые прогибы начали за-
кладываться лишь в конце плиоцена — антропогене и пока еще очень
неглубоки. Подобно молодым складчатым сооружениям, возникшим на
месте глубоких альпийских геосинклиналей, Ширакско-Аджиноурской
зоне свойственны крупнейшие отрицательные гравианомалии в редукции
Буге.
В пользу «геосинклинальной» интерпретации природы Ширакско-
Аджиноурской складчатой системы говорит и характер тектонических
структур, в которые она переходит по простиранию. Так, к западу
большая часть Ширакско-Аджиноурской системы находит свое продол-
жение в Аджаро-Триалетской складчатой системе, являющейся итогом
развития одноименного эвгеосинклинального прогиба, замкнувшегося
в конце палеогена. На востоке главная северная — Аджиноурская ветвь
Ширакско-Аджиноурской складчатой системы имеет своим продолже-
нием структуры юго-западной части Апшероно-Кобыстанской перикли-
нальной области, которые в свою очередь переходят по простиранию
* Вследствие значительно более интенсивного поднятия Большого Кавказа по
сравнению с Малым Кавказом ось «общего» межгорного прогиба в конце концов может
настолько отодвинуться от Большого Кавказа, что вновь оказывается а антропогене
прижатой к менее активному Малому Кавказу.
250
в Южно-Каспийский остаточный геосинклинальный прогиб. Другая
же — южная — Боздаг-Нафталанская ветвь этой складчатой системы
направляется на юго-восток и, по-видимому, находит продолжение
в структурах Талышской складчатой зоны. Последняя же, подобно
Аджаро-Триалетской складчатой системе, представляет продукт раз-
вития и замыкания палеогенового эвгеосинклинального прогиба. Правда,
участок непосредственного перехода между Боздаг-Нафталанской зоной
складок и Талышом частью скрыт под чехлом плиоцен-четвертичных от-
ложений Нижнекуринской впадины, частью расположен на территории
Ирана и недостаточно изучен, однако выявленная профилем ГСЗ в Боз-
даг-Нафталанской зоне огромная мощность «осадочного слоя» (очевид-
но мезо-кайнозойского комплекса), составляющая 12—15 км, позво-
ляет полагать, что между Талышом и основным стволом Ширакско-
Аджиноурской системы протягивается связывающий их глубокий
альпийский геосинклинальный прогиб, развитие которого пока еще не
завершилось интенсивным складкообразованием и поднятием.
Таким образом, исходя из анализа поверхностной и глубинной
структуры земной коры и истории тектонического развития Ширакско-
Аджиноурской системы в кайнозое, возможно выдвинуть представление
о ней, как о глубоком альпийском геосинклинальном прогибе с затя-
нувшимся (местами еще продолжающимся) периодом погружения, ко-
торый лишь в течение позднеорогенной стадии стал испытывать интен-
сивно складкообразовательные движения и инверсию знака вертикаль-
ных движений (с опусканий на поднятия) и представляет в настоящее
время, если можно так выразиться, эпигеосинклинальное складчатое
сооружение in statu nascendi, т. е. в момент зарождения.
Вместе с тем по характеру формаций олигоценовых, неогеновых
и четвертичных отложений, представленных нижними (до среднего сар-
мата) и преимущественно верхними, более грубыми молассами (начи-
ная с эльдарской свиты верхнего сармата и доныне), Ширакско-Аджи-
ноурская система ничем по существу не отличается от межгорных
краевых прогибов. Ширакско-Аджиноурский прогиб, существовавший
в олигоцене и неогене, действительно играл по отношению к формирую-
щимся и растущим мегантиклинориям Большого и Малого Кавказа
роль межгорного прогиба и служил, особенно с позднего сармата, вмес-
тилищем огромных масс обломочного материала, приносимого в него
с интенсивно воздымающихся и размываемых смежных горных соору-
жений. Следовательно, Ширакско-Аджиноурское сооружение принадле-
жит к весьма своеобразному и еще мало известному типу тектонических
элементов складчатой области, который совмещает в себе генетические
и структурные черты геосинклинали и создающегося в итоге ее разви-
тия складчатого сооружения с формационными чертами (заполнение
молассами) межгорных прогибов и свойственным им структурным поло-
жением между двумя альпийскими горными сооружениями (меганти-
клинориями). Приобретение ряда признаков межгорного прогиба, оче-
видно, неизбежно для геосинклинального прогиба, период погружения
которого затянулся почти до самого конца орогенного этапа, завершаю-
щего альпийский цикл геотектонического развития геосинклинального
пояса Тетиса.
Нижнекуринская впадина. Самый Восточный сегмент Куринской
межгорной впадины — обширная Нижнекуринская впадина — имеет
в плане форму сильно раздутой линзы, северо-западный конец которой
находится в районе Мингечаура, а юго-восточный конец— в районе Ки-
ровского залива Южного Каспия. Единственным осложнением этого
простого плана является наличие Нижнеараксинского прогиба — попе-
речного пальцеобразного отростка, глубоко вдающегося к юго-западу
между горными сооружениями Малого Кавказа и Талыша. Рельеф
Нижнекуринской впадины также чрезвычайно прост: вся ее территория
251
представляет собой идеально плоскую аллювиальную равнину, дрени-
руемую водами Куры и Аракса, медленно текущих и меандрирующих
в своих низовьях, а также водами их многочисленных притоков, сбе-
гающих с гор Большого и Малого Кавказа и, как правило, почти цели-
ком разбираемых на орошение. Большая часть ее поверхности лежит
ниже уровня океана, и лишь в краевых зонах, на севере и юго-западе,
представляющих сплошной широкий шлейф из слившихся между собой
обширных плоских пролювиальных конусов, высоты местности подни-
маются до 100—200 м.
С севера впадину обрамляет восточная — Аджиноурская ветвь Ши-
ракско-Аджиноурской складчатой системы, с северо-востока — распо-
ложенные на ее продолжении структуры Апшероно-Кобыстанской пе-
риклинальной области. На всем этом протяжении граница впадины
проходит по крупным разломам; на западе по предполагаемому Геок-
чайскому глубинному разлому, затем — по Аджичайскому надвигу, по
которому Ленгибизское шовное поднятие надвинуто на круто задранные
и местами даже подвернутые в приразломной краевой зоне плиоценовые
и четвертичные отложения Нижнекуринской впадины, и далее к юго-
востоку — по служащему продолжением Аджичайского надвига более
крутому региональному разлому, доходящему до устья Куры. На юго-
западе впадину обрамляют сооружения Малого Кавказа и Талыша, при-
чем вдоль границы с первым из них протягивается постепенно зату-
хающая к югу Нафталанская зона складок, а вдоль границы со вто-
рым — довольно узкий Астраханбазарский краевой (по отношению
к Талышу) прогиб, замкнувшийся в сармате.
Нижнекуринская впадина представляет собой область исключитель-
но интенсивных и устойчивых опусканий, начавшихся в ее северо-вос-
точной части в среднем плиоцене, а в позднем плиоцене и антропогеве
охвативших всю ее территорию. Структура досреднеплиоценового осно-
вания и история тектонического развития территории впадины в досред-
неплиоценовое время известны пока еще очень слабо, а очень интерес-
ные геофизические данные о ее глубинном строении (А. А. Али-Заде
и др., 1963; Давыдова и др., 1965 и пр.) еще не получили своей одно-
значной геологической интерпретации *. Нижнекуринская впадина в це-
лом характеризуется крупнейшим на Кавказе Талышско-Вандамским
гравитационным максимумом с зонами локальных максимумов северо-
западного простирания, находящимися к северу от Талыша и в районе
слияния Куры и Аракса.
В свете результатов проведения нескольких профилей ГСЗ эта по-
ложительная гравианомалия связывается с приближением в централь-
ной части впадин, у слияния Куры и Аракса, к поверхности до 7 —
8 км кровли «базальтового» слоя земной коры, обладающего большой
мощностью (25—30 км) при утоньшении до первых нескольких километ-
ров (3—4 км) «гранитного» слоя. Впрочем мощность последнего в пре-
делах впадины существенно варьирует и, например, в юго-восточной ее
части возрастает до 8—10 км; глубина кровли этого «слоя» также ко-
леблется от 10 до 5 км, а на юго-востоке впадины, в районе Пушкино
до — 1—1,5 км. Общая мощность земной коры составляет в Нижне-
куринской впадине, по данным ГСЗ, 40—50 км. Геологический смысл
выделяемого геофизиками «гранитного» слоя (так же как и «базальто-
вого») недостаточно ясен; это могут быть и палеозойские или допалео-
зойские метаморфические породы, и мезозойские эффузивные толщи.
Соответственно, неясен и возраст нижней части «осадочного слоя», но
несомненно, что значительная, а в северо-восточной половине впадины —
даже основная роль в его разрезе принадлежит плиоцен-четвертичным
отложениям; об этом свидетельствуют данные бурения и геофизики.
* Как известно, центральная часть этой впадины избрана как один из первых
объектов сверхглубокого бурения.
252
Таким образом, можно предполагать, что на большей центральной
и восточной частях территории Нижнекуринской впадины под плиопен-
четвертичным покровом залегают древние метаморфические породы,
возможно, перекрытые слабодислоцированным покровом юрских или
меловых лав и маломощной пленкой верхнемезозойских — миоценовых
осадочных образований. В течение альпийского цикла эта область вре-
менами являлась источником сноса обломочного материала, в частности,
на северо-восток, в область юго-восточного погружения Большого Кав-
каза. Со всех сторон она как бы «обтекается» альпийскими геосйнкли-
нальными прогибами, позднее превратившимися в складчатые соору-
жения.
Совокупность этих данных, по-видимому, позволяет рассматривать
Нижнекуринскую впадину на протяжении большей части альпийского
цикла (до среднего плиоцена), как своеобразный срединный массив.
В состав его не входили западная и южная периферические зоны сов-
ременной впадины, прилегающие к Малому Кавказу (Нафталанская)
и к Талышу (Астраханбазарская), которые играли по отношению
к ним роль краевых прогибов и были заполнены мощными (до 4—5 км)
толщами олигоценовых и миоценовых (до сармата включительно) ниж-
них моласс. В узкой северо-восточной краевой зоне нынешней впади-
ны, прилегающей к Аджиноурской и Ленгибнзской грядам, также, по-
видимому, распространены относительно мощные олигоценовые, мио-
ценовые и нижнеплиоценовые образования.
Большая же часть нынешней впадины в течение раннеорогенной
и первой фазы позднеорогенной стадии, по-видимому, представляла
область поднятия. Погружение ее началось в среднем плиоцене, вероят-
но во вторую половину балаханского века, и распространялось с севе-
ро-востока к юго-западу. Границы распространения продуктивной тол-
щи и ее полные мощности на территории Нижнекуринской впадины
пока еще не выяснены; в центральной части впадины, у слияния Куры
и Аракса, глубокая скважина Сараджаляр, пройденная до глубины
2965 м, вскрыла лишь ее верхнюю часть мощностью в первые сотни
метров. С учетом сейсмических данных, подошву продуктивной толщи
можно предполагать здесь на глубинах порядка 4—4,5 км (Али-Заде
и др., 1963).
В акчагыле погружение распространяется на всю территорию Ниж-
некуринской впадины и с этого времени устойчиво продолжается до со-
временности. Наиболее интенсивное опускание испытывает северо-вос-
точная зона впадины, прилегающая к границе с Аджиноурской зоной
и Кобыстано-Апшеронской периклинальной областью; его амплитуда
с позднего плиоцена достигает 3—4,5 км, а с начала позднеорогенной
стадии, вероятно, 6—7 км. Максимальные амплитуды погружения
в акчагыле составляют около 1 км, в апшероне — 1,5—2 км, антропоге-
не— 0,8—1 км-, с учетом значительно меньшей длительности антропо-
гена (0,5 млн. лет) по сравнению с поздним плиоценом (2—2,5 млн.
лет) это указывает на прогрессирующий темп погружения. К юго-за-
падному борту впадины, т. е. в сторону Малого Кавказа и Талыша,
амплитуды погружения и мощности осадков очень постепенно умень-
шаются до нуля.
Современная структура плиоцен-четвертичного комплекса, выпол-
няющего Нижнекуринскую впадину, весьма проста. Это плоская резко
асимметричная чаша с очень широким (от 50 до 150 км) чрезвычайно
полого наклоненным к северо-востоку (под углом 1—3°) юго-западным
крылом и значительно более узким и крутым северо-восточным крылом,
примыкающим к отмеченным выше глубоким разломам. Особенно крут
участок крыла, примыкающий к Аджичайскому надвигу (так называе-
мая Ленгибизо-Гюрдживанская моноклиналь), где из-под плейстоце-
новых отложений выступают породы апшерона, акчагыла и продуктив-
253
ной толщи, падающие к юго-западу под углом до 50—70°, а местами
даже круто запрокинутые. Наиболее крутые падения и опрокидывание
характерны для продуктивной толщи, а выше по разрезу происходит
постепенное выполаживанне слоев.
Осевую зону Нижнекуринского прогиба, приближенную к его севе-
ро-восточному краю, осложняет единственная крупная пологая Падар-
ская антиклиналь, симметричная в поперечном сечении, а в плане
переходная от линейных к брахискладкам. В рельефе низменности она
выступает в виде гряды высотой около 30 м, в которой среди поля сов-
ременных осадков выступают породы хазарского и хвалынского ярусов.
Амплитуда складки по основанию акчагыла составляет около 700 и.
Повторным нивелированием установлено, что Падарская антиклиналь
в настоящее время продолжает расти со средней скоростью 1—
1,7 мм!год, тогда как остальная часть Нижнекуринской впадины испы-
тывает опускания со скоростями—1—2 мм)год. Некоторые исследова-
тели предполагают структурную связь между Падарской антиклиналью
и складками Карамарьянского увала. Хотя эти складки и не являются
непосредственным продолжением одна другой и оси их скорее всего
располагаются кулисно, они, по-видимому, принадлежат к единому по-
ясу наиболее молодых складок, начинающих формироваться в северо-
восточной периферической зоне Нижнекуринской впадины в антропоге-
не. Возможно, что в этой зоне будут выявлены и другие складки, еще
не получившие выражения в рельефе.
Моноклиналь юго-западного крыла впадины осложняется лишь не-
большими изменениями углов наклона плиоценовых отложений и, может
быть, отдельными крайне пологими куполовидными и брахиморфными
структурами в низах плиоценовых отложений, в частности, в районе
слияния Куры и Аракса. Прогибы, заложенные в раннеорогенную ста-
дию по краям Малого Кавказа и Талыша, не были унаследованы
в позднеорогенной стадии, а частично были даже втянуты в общее под-
нятие. Нафталанская зона проявляла себя лишь ростом некоторых уна-
следованных от миоплиоцена складок.
Крупным осложнением юго-западного крыла Нижнекуринской впа-
дины является поперечный Нижнеараксинский межгорный
прогиб, вдающийся в виде глубокого «залива» между поднятиями
Малого Кавказа и Талыша. На территорию СССР попадает лишь его
северо-западная половина. Этот поперечный прогиб с осью юго-запад-
ного простирания был наложен на продолжение структуры юго-вос-
точного окончания Малого Кавказа уже в олигоцене и испытал свое
основное погружение (порядка 1,5—2 км) в раннеорогенной стадии.
После длительного перерыва, охватывающего мэотис — средний плио-
цен, прогибание возобновилось в позднем плиоцене. Несогласно зале-
гающий морской акчагыл мощностью до 600 м проник лишь в «устье-
вую» часть Нижнеараксинского прогиба. Значительно глубже вдается
в глубь него и покрывает большую площадь трансгрессивно залегаю-
щий континентальный апшерон (араксинская свита) мощностью 250 м.
Эти отложения слагают пологую синклиналь и с размывом перекры-
ваются плащом континентальных четвертичных осадков. Подобно оли-
гоцену, апшеронские отложения Нижнеараксинского прогиба прони-
кают к северо-западу, в пределы Акеринского прогиба Малого Кавказа,
выполняя здесь широкую, погружающуюся к юго-востоку синклиналь.
В антропогене Нижнеараксинский прогиб (так же как и связанный
с ним прогиб в низовьях Акеры и Базарчая) стал втягиваться в слабое
абсолютное воздымание. В ходе его в апшеронских отложениях, слагаю-
щих слабо наклоненную в сторону оси прогиба, т. е. к юго-востоку, рав-
нину, занимающую почти все его днище, была выработана серия террас
высотой 150—170 м, 120—140 м, 50—60 м, 15—25 м.
254
Анализ тектонического строения и развития Нижнекуринской впа-
дины в неогене и антропогене, несмотря на проблематичность представ-
лений о природе доплиоценового основания ее центральной части, все
же позволяет установить значительное принципиальное сходство ее
структуры и истории развития в орогенном этапе с таковыми Верхне-
куринской и Рионской впадин. Действительно, во всех этих случаях мы
видим прилегающие к поднятиям Малого и Большого Кавказа краевые
зоны, ранее начавшие погружение (в олигоцене—миоцене), ранее его
закончившие, испытавшие складчатость и вовлеченные в слабое подня-
тие, и более устойчивую центральную часть, втянутую в поднятие позд-
нее, но впоследствии ставшую зоной наиболее глубокого опускания.
По своему происхождению эта центральная зона всюду представляет
собой срединный массив или его части. Различия между впадинами за-
ключаются, прежде всего, в размерах центральной зоны (опустившегося
среднего массива), с которыми связана и общая ширина межгорной
впадины. При этом чем больше размеры срединного массива (прежде
всего, его ширина), тем дольше он остается приподнятым, позднее втя-
гивается в погружение, но вместе с тем это опускание оказывается и
более глубоким.
ГЛАВА VI
СВОДОВО-ГЛЫБОВОЕ ПОДНЯТИЕ
МАЛОГО КАВКАЗА
Новейшая структура альпийского складчатого сооружения (меган-
тиклинория) Малого Кавказа в самом общем плане рисуется как весь-
ма пологое сводово-глыбовое поднятие шириной в 150—200 км. С севе-
ро-востока оно обрамлено огромным, глубоким и сложно построенным
Куринским межгорным прогибом, на севере к нему примыкает Дзи-
рульский поперечный выступ Закавказской межгорной зоны, а на се-
веро-западе с ним граничит менее обширный и глубокий Рионский
межгорный прогиб. С юго-запада поднятие Малого Кавказа ограничено
еще более узким Среднеараксинским межгорным прогибом, сформировав-
шимся в течение олигоцена и неогена на весьма гетерогенном фунда-
менте. По простиранию к северо-западу сооружение Малого Кавказа
продолжается в горах Понта и Турецкой Армении, а к юго-востоку —
погружается под наложенный поперечный Нижнеараксинский прогиб,
отделяющий Малый Кавказ от поднятий Талыша и Иранского Кара-
дага.
Сводово-глыбовое поднятие Малого Кавказа отличалось в неотек-
тонической стадии от Большого Кавказа меньшей суммарной амплиту-
дой воздымания (максимальная +3+3,5 км против +4 + 5 км на Боль-
шом Кавказе, средняя +1,8 км против +2,6 км на Большом Кавказе);
резко выраженным дифференциальным характером новейших движе-
ний, сильно искажающих общую сводовую форму горного сооружения,
отсутствием осевой, наиболее приподнятой зоны и, наконец, огромной
интенсивностью новейшего вулканизма, продукты которого покрывают
более четверти площади Малого Кавказа. Общая пологосводообразная
форма новейшей деформации Малого Кавказа сильно осложнена рядом
линейных и брахиморфных поднятий и прогибов (впадин) нескольких
порядков, размеры которых колеблются от первых километров до
100 км по наибольшему диаметру. Вертикальная амплитуда этих но-
вейших структурных форм (относительно друг друга) составляет от не-
скольких сотен метров до 2000—2500 м. Эти частные элементы группи-
руются в несколько зон, существенно отличающихся друг от друга по
преобладающей направленности новейших движений, их амплитудам,
255
градиентам, морфологии формирующихся структур и, в частности, роли
новейших разрывных и складчатых нарушений, по распространению
и мощности плиоцен-антропогеновых отложений и проявлениям новей-
шей вулканической деятельности. Ширина зон составляет 30—50 км,
а относительная амплитуда новейших вертикальных движений в них
доходит до 1,5—2,5 км. Зоны, характеризующиеся господством сводово-
глыбовых поднятий, чередуются с соизмеримыми с ними зонами, где
локальные поднятия сочетаются с относительными мульдо- или грабе-
нообразными депрессиями, или последние даже доминируют в новейшей
структуре (рис. 51). Эти зоны простираются под некоторым углом
к ориентировке границ и оси поднятия Малого Кавказа в целом, обла-
дая направлением, более близким к широтному. Вследствие этого от-
дельные неотектонические зоны, особенно в юго-восточной части Малого
Кавказа, наискось пересекают Малокавказский свод, кулисообразно под-
ставляя друг друга. Кулисное расположение свойственно и многим част-
ным неотектоническим элементам. Эта особенность унаследована от
более древнего тектонического плана Малого Кавказа, в котором эше-
лонированное расположение структур проявляется исключительно
четко.
Резкая дифференцированность новейших движений также в основ-
ном обусловлена особенностями тектонического развития Малого Кавка-
за в предшествующих стадиях альпийского цикла. В альпийской гео-
синклинали Малого Кавказа, в отличие от Большого Кавказа, не сфор-
мировалось осевого поднятия. Наиболее ранняя — Сомхето-Карабахская
антиклинальная зона возникла в краевой северо-восточной зоне мезо-
зойской геосинклинали. В течение позднегеосинклинальной стадии
(поздний мел—эоцен) в пределах Малого Кавказа существовал ряд
глубоких вторичных геосинклинальных прогибов, разделенных зонами
остаточных и новообразованных поднятий. В раннеорогенную стадию
олигоцен — миоцен) эти структуры впервые спаялись в единую весьма
гетерогенную область воздымания, но отдельные зоны и частные эле-
менты последней продолжали в ослабленной форме сохранять свойст-
венные им ранее антиклинальные или синклинальные тенденции
(например, ряд реликтовых впадин во всех синклинальных зонах Мало-
го Кавказа). Этот унаследованный от позднегеосинклинальной стадии
план, но на фоне более интенсивного общего воздымания продолжает
в известной мере ощущаться и в завершающей альпийский цикл разви-
тия Малого Кавказа позднеорогенной (новейшей) стадии. Вместе с тем
особенно к концу этой стадии, в тектоническом плане Малого Кавказа
произошел ряд перестроек и новообразований, в частности, резче прояви-
лась роль поперечных, субмеридиональных структур (частично вулкано-
тектонических) .
Особенно контрастным характером новейших вертикальных движе-
ний, а также мощным вулканизмом и повышенной сейсмической актив-
ностью отличается осевая часть Малого Кавказа — Севанская зона
и прилегающие к ней Армянская и Ахалкалакская; в периферических
зонах дифференцированность новейших движений ослабевает. В осевой
полосе Малого Кавказа лежит наиболее крупная и глубокая внутригор-
ная впадина — Севанская, являющаяся реликтом одноименного геосинк-
линального прогиба, а также ряд более мелких частью унаследованных
или возрожденных, частью наложенных впадин. Они образуют цепочку
мульд и грабенов, приуроченных, по-видимому, к единой системе ак-
тивных продольных глубинных разломов и разделенных поперечными
сводово- и горстообразными перемычками. Амплитуды позднеплиоце-
новых и четвертичных разрывных смещений на бортах некоторых впадин
измеряются сотнями метров. Впадины Севанской зоны, как и другие
внутригорные впадины Малого Кавказа, расположены по периферии
областей молодого вулканизма — Армянской и Ахалкалакской. Послед-
256
ние также отличаются дробным планом новейших движений, представ-
ляя сочетание осложненных разломами овальных и реже округлых
вздутий и депрессий, выраженных в рельефе и структуре бронирующих
их молодых толщ. С внешней стороны обе вулканические зоны обрам-
ляются узкими зонами относительных опусканий. Тесная структурная
связь молодых впадин с ареалами новейшего вулканизма позволяет
допускать, по крайней мере, для части их вулкано-тектоническую приро-
ду, т. е. связывать их формирование с компенсационными проседаниями
коры при опорожнении магматических очагов в процессе извержений.
В пределах некоторых впадин (Севанской, Ереванской, Цалкинской
и др.) и в меньшей мере в смежных с ними вулканических зонах имели
место складкообразовательные движения, приведшие к образованию
простых брахискладок, местами усложненных явлениями соляной тек-
тоники (Ереванская впадина). Складкообразование в основном проис-
ходило в первую (миоплиоценовую) фазу новейшей стадии, кое-где за-
хватило вторую (позднеплиоценовую) и почти не проявилось в третью
(антропогеновую). Е1апротив, роль разрывных нарушений в ходе новей-
шей стадии постепенно возрастала. Некоторые молодые продольные и
туды новейшего поднятия на первую фазу в среднем падает около +1	'I
+ 1,5 км, на вторую — около +0,5+1 км и на третью — несколько сотен
метров. Однако интенсивное поднятие в течение всей первой фазы ис-
пытали, главным образом, северная и северо-восточная части Малого
Кавказа, тогда как в осевой и юго-западной части в миоплиоцене имели
место дифференцированные движения с преобладанием опусканий и на-
капливались мощные преимущественно осадочные (в позднем сармате)
и вулканогенные (в мэотисе — понте) толщи. Зоны вулканических наго-
рий стали вовлекаться в интенсивное поднятие лишь со среднего, а ме-
стами с позднего плиоцена.
В неотектоническом плане сооружения Малого Кавказа (без Талы-
ша) выделяются восемь главных зон, по которым мы охарактеризуем
его новейшую структуру: 1) Аджаро-Триалетская зона поднятий;
2) Цалка-Ахалцихская зона относительных опусканий; 3) Ахалкалак-
ская вулканическая зона; 4) зона северо-восточного крыла сооружения
Малого Кавказа, состоящая из двух подзон: а) Сомхетской подзоны
моноклинального поднятия и б) Муровдаг-Карабахской подзоны диф-
ференциальных поднятий; 5) Севанская зона впадин и поднятий с резко
17 0731
257
гредстав-
жруглых
ирующих
>i обрам-
уктурная
озволяет
ю приро-
:даниями
ержений.
лкинской
ах имели
азованию
[ной тек-
м проис-
е-где за-
в третью
ie новей-
альные и
Рис. 51. Схематическая блок-диаграмма, показывающая соотношения основных элементов рельефа
и структуры Центральной части Малого Кавказа. Составил Е. Е. Милановский
tuu хребет
Шамхорская денудационная СреднекуринскаА
поверхность	котловина
башкендская котловина
к элементов рельефа
Милаиовский
контрастным характером новейших движений; 6) Центрально-Армянская
вулканическая зона; 7) Арпа-Воротанская зона впадин и поднятий;
8) Урц-Зангезурская зона дифференцированных поднятий.
Аджаро-Триалетская зона поднятий
Аджаро-Триалетская зона представляет собой широтно вытянутое
валообразное неотектоническое поднятие шириной около 30—40 км
и длиной более 250 км. На западе в районе Батуми северная его часть
срезается краем Черноморской впадины, а южная продолжается далее
на запад в виде сооружения Восточного Понта. На востоке в районе
Тбилиси Аджаро-Триалетское поднятие вдается в пределы Куринской
впадины и испытывает периклинальное погружение. Амплитуда новей-
шего воздымания в осевой зоне того сооружения достигает 2—2,5 км.
В поперечном сечении оно имеет форму несколько асимметричного сво-
да. Аджаро-Триалетское поднятие отвечает одноименному складчатому
сооружению, сформировавшемуся в олигоцене — миоцене на месте мел-
палеогенового геосинклинального прогиба. Его складчатая структура
выражена несколькими выпуклыми в плане к северу, крупными про-
тяженными складками восток-северо-восточного простирания, располо-
женными кулисообразно под острым углом по отношению к общему
простиранию зоны и ее северному краю. Новейший тектонический план
в известной степени наследует эту структурную особенность: на фоне
единой зоны новейшего поднятия отчетливо вырисовываются два част-
ных вала, выраженных Аджаро-Имеретинским и Триалетским хребта-
ми; они вытянуты в восток-северо-восточном направлении, кулисно
заходят друг за друга и несколько изогнуты, образуя отчетливую вы-
пуклость к северу. Между ними также в восток-северо-восточном на-
правлении проходит диагональная Боржомская геотектоническая де-
прессия, использованная долиной р. Куры между Ахалцихе и Хашури.
Как показал Ш. А. Цховребашвили (1963), боржомский участок Ку-
ринской долины отличается большой древностью, в его пределах уста-
новлены реликты очень широкого эрозионного днища на относительных
высотах около 800 м (абсолютные высоты 1520—1600 м).
Показателями ряда стадий новейших поднятий Аджаро-Триалетско-
го сооружения являются установленные на обоих хребтах ступенчато
расположенные денудационные поверхности, впервые отмеченные
С. С. Кузнецовым (1937) и в последнее время наиболее детально изу-
ченные в Триалетском хребте Н. Е. Астаховым (1955) и в Аджаро-
Имеретинском— Ш. А. Цховребашвили (1962, 1963). В каждом из
хребтов выделяется до шести денудационных поверхностей, сходных
или близких по своим высотам. Реликты наиболее высокой и древней
поверхности выражены в виде одновысотных гребней и участков ували-
стого и почти ровного рельефа в пригребневой водораздельной зоне
хребтов на высотах 2,5—2,7 км. Над останцами этого выровненного
рельефа несколько поднимаются отдельные наивысшие вершины. Ниже,
также вблизи главных водоразделов, сохранились остатки более низко-
го денудационного уровня высотой около 2,15—2,3 км. Время выработки
этих двух древнейших денудационных поверхностей оба исследователя
на основании палеогеографических соображений относят к миоцену.
С этим предположением можно согласиться с той лишь оговоркой, что
на отдельных участках осевой зоны Аджаро-Триалетского поднятия
миоценовый выровненный рельеф перекрывался вулканическим покро-
вом годердзской свиты и впоследствии «откопан». Об этом говорят
уцелевшие на склонах обоих хребтов останцы миоплиоценовых вулка-
нических образований, распространявшихся сюда с юга во время извер-
258
жений, происходивших в области Ахалкалакского нагорья. Так, на юж-
ном склоне Аджаро-Имеретинского хребта к западу от Абастумани на
плато Персати сохранился обширный (30 км3) останец андезито-даци-
тов годердзской свиты, аналогичных лавам Арсианского хребта. Осно-
вание лав полого наклонено к югу от 2,3 к.м в северной до 2,0 км в юж-
ной части, обрисовывая южное крыло Аджаро-Имеретинского свода.
^Мысленно продолжая поверхность, на которой залегают лавы к северу,
мы совместим ее в осевой зоне поднятия (хребта) с верхней (?) дену-
дационной поверхностью. Юго-восточнее, на северном крыле Ахалцих-
ской впадины подошва вулканогенной толщи опускается до 1,5 км, а в
ее осевой части — даже до 1 км. На северо-западном склоне Триалет-
ского хребта, к юго-западу от Боржоми на плато Дабадзвели уцелел
большой останец андезитов годердзской свиты, полого наклоненный
к северу; подошва его понижается от 2,1 км в южной части плато до
1,6 км в северной.
Ниже миоценовых денудационных поверхностей на обоих склонах
Аджаро-Имеретинского хребта и на северном склоне Триалетского
прослеживаются еще четыре плиоценовые поверхности с отметками по-
рядка 1,9—2 км; 1,6—1,7 км; 1,2—1,4 км и 0,9—1,2 км. В связи с более
низким положением главного базиса эрозии в плиоцене соответствующие
денудационные поверхности (кроме самых верхних) в Аджаро-Имере-
тинском хребте лежат на более низких абсолютных высотах, чем на
склонах Триалетского хребта. Относительные высоты денудационных
поверхностей в Триалетском хребте составляют 1,6—1,35 км, 1,15—
1,3 км, 0,9—1 км, 0,7—0,8 км, 0,4—0,5 км и 0,2—0,1 км (над р. Тетза-
ми). Генезис денудационных поверхностей в основном, по-видимому,
эрозионный (реликты днищ и склонов древних широких речных долин),
но в выработке двух верхних уровней, а в западной части северного
склона Аджаро-Имеретинского хребта и более низких, по-видимому,
играла роль и морская абразия.
Северные крылья Аджаро-Имеретинского и Триалетского поднятий
шире южных и, за исключением среднего — Дзирульского участка,
спускаются значительно ниже, сочленяясь с Рионским и Верхнекурин-
ским (Карталинским) межгорными прогибами. Оба поднятия надвину-
ты к северу, на смежные межгорные впадины и Дзирульский выступ
по системе подставляющих друг друга субширотных взбросов и надви-
гов. Их вертикальные амплитуды достигают 1—2 км; разные горизон-
ты мела и палеогена контактируют по этим разрывам с миоценовыми
(вплоть до верхнего сармата) отложениями Закавказской депрессии,
чем определяется послесарматский возраст последних подвижек по этим
разрывам. Разрывы, как правило, осложняют северные крылья кулис-
но расположенных антиклинальных складок, которые продолжаются по
простиранию в смежные межгорные прогибы, постепенно погружаясь
и затухая в их пределах. В своих периклинальных участках антиклина-
ли сложены на поверхности отложениями олигоцена и миоцена и, не-
сомненно, продолжали развиваться в течение плиоцена, так же как и
вдающиеся между ними синклинали. Некоторые синклинали, например,
Хашурская (к которой приурочена долина р. Куры у ее выхода из
Боржомского ущелья в Карталинскую впадину) и Натанебская (на се-
веро-западном борту Аджаро-Имеретинского поднятия) продолжали
унаследованно прогибаться и в антропогене. Таким образом, сочленение
северного крыла Аджаро-Триалетского сооружения с межгорными деп-
рессиями имеет «зубчатый» характер.
На востоке — в районе Тбилиси, где происходит довольно резкое
периклинальное погружение Аджаро-Триалетского сооружения, единый
Триалетский свод разделяется на два частных новейших унаследованных
вилообразных поднятия, выраженных в структуре основания в виде
крупных антиклиналей. Участкам пересечения их в районе Мцхета и в
17*
259
южной части Тбилиси отвечают сужения долины Куры. Напротив,
в разделяющей их широкой Манглиси-Дигомской синклинали, выпол-
ненной верхнеэоценовыми и майкопскими отложениями, вдоль оси кото-
рой протекает р. Вера, происходит сильное расширение поперечной до-
лины Куры. Об амплитуде воздыманий за разные отрезки антроиогена
в области восточной периклинали Аджаро-Триалетского сооружения
дают представление относительные высоты террас Куры. Так, по дан-
ным Д. В. Церетели (1957) террасы, относимые к нижнему плейстоце-
ну, в районе Тбилиси — Авчала имеют высоту 230—170 м, среднеплей-
стоценовые террасы в сводовой части Триалетского поднятия — 100—
120 м, и на его южном крыле и в прилегающей части Среднекуринской
впадины, к юго-востоку от Тбилиси — 70—80 м, а террасы, относимые
к низам верхнего плейстоцена,— высоту 50—60 м. Таким образом, ам-
плитуда поднятия с раннего плейстоцена, вероятно, превышает 250 м
(с конца сармата она составляет в этом же районе 1,3—1,4 км).
В осевой зоне Триалетского поднятия в непосредственной близости
к краю Ахалкалакского вулканического нагорья, в районе Бакуриани
и у истоков р. Гуджаретис-Цкали расположены центры четвертичных
извержений.
Цалка-Ахалцихская зона относительных опусканий
Узкое южное крыло Аджаро-Триалетского сооружения, которое об-
рисовывается наклоном к югу миоплиоценовых лав плато Персати
и верхнеплиоценовых — на северном борту Цалкинской котловины, гра-
ничит на юге с Цалка-Ахалцихской зоной относительных опусканий.
Эта узкая прерывистая субширотная зона состоит из нескольких не-
больших прогибов и впадин, расположенных кулисно друг относительно
друга и вдающихся к северо-востоку в пределы Аджаро-Триалетского
поднятия, и диагональных антиклинальных перемычек между ними,
являющихся «выростами» этого поднятия к юго-западу. Следовательно,
южная граница Аджаро-Триалетского поднятия обладает тем же «зуб-
чатым» характером, что и северная. Абсолютная амплитуда новейшего
поднятия во впадинах описываемой зоны не превышает 1—-1,5 км.
Ко впадинам приурочены продольные речные долины или их продоль-
ные отрезки.
Самая западная тектоническая депрессия описываемой зоны —
Аджарис-Цхальский прогиб, к оси которого приурочена продольная до-
лина одноименной реки. Он разделяет западное периклинальное оконча-
ние Аджаро-Имеретинского поднятия на севере и кулисно подставляю-
щее его на юге поднятие Восточного Понта, прорезанное глубочайшим
(свыше 1,5 км) антецедентным поперечным ущельем р. Чороха. Суб-
широтный Аджарис-Цхальский прогиб несколько косо наложен на сис-
тему складчатых структур палеогеновых отложений северо-северо-вос-
точного простирания, сформировавшуюся в олигоцене — миоцене. Про-
гиб погружается и раскрывается в сторону Черноморской впадины, где
к нему приурочен широкий переуглубленный подтопленный приустьевой
участок долины р. Чороха.
На востоке шарнир прогиба максимально воздымается в районе
Годердзского перевала (Годердзская седловина) и вновь погружается
в пределах широкой Ахалцихской котловины, к которой приурочена
продольная широтная долина р. Коблиани. Ахалцихская впадина
является унаследованной структурой. Впервые она обособилась от Ад-
жаро-Триалетского геосинклинального прогиба при его инверсии в позд-
нем эоцене и олигоцене. Новое погружение, на этот раз лишь относи-
тельное, произошло после накопления миоплиоценовой годердзскои
вулканогенной толщи, первоначально покрывавшей всю Ахалцихскую
260
впадину и значительную часть южного крыла Аджаро-Имеретинского
поднятия. Подошва останцов годердзской толщи в осевой части впа-
дины лежит на абсолютных отметках около 1 км, поднимаясь к югу —
в Арсианском вулканическом хребте до 1,5 км и к северу—на склоне
Аджаро-Имеретинского хребта до 2,2—2,3 км. Если на смежных под-
нятиях, в Арсианском и Имеретинском хребтах годердзская толща ле-
жит резко несогласно на смятых в складки разных горизонтах эоцена,
то в центральной части Ахалцихской впадины она залегает с перерывом,
но местами без углового несогласия на олигоценовых отложениях и дис-
лоцирована вместе с ними. На западной центриклинали впадины (в рай-
оне Годердзского перевала) и на ее южном крыле в породах годерд-
зской толщи установлен ряд складок субширотного и северо-северо-
восточного простирания с углами падения 10—35°, а иногда даже до
40—55° (Схиртладзе, 1958). В основном они сформировались до верхнего
плиоцена, так как южнее, между Аспиндзой и Хертвиси, срезаются несо-
гласно залегающими верхнеплиоценовыми долеритовыми покровами.
Существует предположение, что Ахалцихская котловина первона-
чально была замкнутой и вмещала озерный водоем, куда стекали воды
с Ахалкалакского нагорья и со склонов Имеретинского и Триалетского
хребтов. В недавнее время эту гипотезу развивал Б. А. Клопотовский
(1955). По его представлениям нынешняя долина Куры между Ахал-
цихом и Хашури принадлежала в миоцене двум рекам, текшим к севе-
ро-востоку (палео-Кура) и к юго-западу в Ахалцихское озеро (палео-
Антикура). Перехват последней в плиоцене более активной палео-Курой
привел к спуску Ахалцихского озера. Другие исследователи оспаривают
эту гипотезу, указывая на наличие следов древнейшей долины палео-
Куры между Боржоми и Ацкури, т. е. там, где должен был существо-
вать древний водораздел между бассейнами Куры и Антикуры (Цхо-
вребашвили, 1963) и на отсутствие озерных отложений в Ахалцихской
котловине. Напротив, на склонах ее, по данным С. И. Лукашевича
и В. А. Страхова (1933), П. Д. Гамкрелидзе (1949), прослеживается
целая лестница цокольных террас рек Куры, Посховчая и Коблиани,
врезанных в палеогеновые и миоплиоценовые отложения относительной
высотой от нескольких метров до 420—440 м, а также эрозионная тер-
раса высотой 560—590 м. Все это скорее доказывает большую древ-
ность и антецедентный характер сквозной долины р. Куры, что уже
давно предполагалось С. С. Кузнецовым (1937). К сожалению, про-
дольные деформации террас указанных рек недостаточно изучены.
Однако в принципе унаследованное относительное опускание Ахалцих-
ской впадины в антропогене не вызывает особых сомнений. На востоке
впадина, по-видимому, расщепляется на две ветви — северо-восточную,
к которой приурочена Боржомская долина Куры, и юго-восточную,
соединяющую Ахалцихскую впадину с Ахалкалакской. Между ними
вдается юго-западное периклинальное окончание Триалетского под-
нятия.
Следующая к востоку впадина Цалкинская — занимает бассейн
верхнего течения р. Храми и район оз. Табацкури. Донеогеновый фунда-
мент обнажается на северной, восточной и юго-восточной периферии
впадины, на отметках +1,5 + 2 км, а в ее центральной части он несог-
ласно перекрыт мощным вулканогенно-осадочным комплексом верхнего
плиоцена (цалкинская свита) и, возможно, подстилающей ее годердз-
ской свитой (?), несомненно, опущен ниже + 1 км и пока нигде не до-
стигнут бурением. Цалкинская впадина представляет овальную депрес-
сию, лежащую на западном продолжении широкой Дигоми-Манглис-
ской синклинали, выполненной верхним эоценом, которая является
наиболее крупной структурой восточной части Трналетской складчатой
зоны. Верхнеплиоценовые образования в Цалкинской впадине смяты
в серию брахиморфных складок субширотного и восток-северо-восточно-
261
го простирания, наследующих простирание, а возможно, и форму скла-
док палеогенового субстрата. Многие из этих складок прекрасно выра-
жены в прямом тектономорфном рельефе поверхности деформированных
верхнеплиоценовых долеритовых покровов (Гамкрелидзе, 1949 и др.;
Маруашвили, 1956; Заридзе и Татришвили, 1948; Схиртладзе, 1958 и др.).
Длина складок варьирует от 2—3 до 10 км, ширина — от нескольких
сотен метров до нескольких километров, наклоны крыльев в породах
верхнего плиоцена составляют 10—30°, а в северной части депрессии,
прилегающей к Триалетскому поднятию, иногда достигают 50—70°.
Здесь же отмечается наибольшее сближение складок, указывающее на
возможную связь складкообразования в плиоценовом чехле с подъемом
и расширением к югу Триалетского сооружения. Брахисинклинали за-
полнены озерно-аллювиальными верхнеплиоценовыми и четвертичными
осадками; к некоторым из них приурочены современные продольные
долины и озера; в наиболее крупной брахиантиклинали, занимающей
центральную часть Цалкинской впадины, находится одноименное во-
дохранилище на р. Храми, созданное на месте древнего озера. Озерные
отложения последнего слагают террасы на южном берегу этого обшир-
ного водоема. Юго-восточнее р. Храми пересекает смежную антиклиналь
глубоким каньоном, по-видимому, пропиленным в процессе регрессивной
эрозии, приведшей к спуску древнего озера. Складки, осложняющие
строение Цалкинской впадины, придают ей структуру брахисииклинория.
С юго-востока его обрамляют Храмское куполовидное поднятие и лежа-
щая на его продолжении широтная Веденская антиклиналь, выражен-
ная в рельефе одноименным хребтом. Как новейшая структура, послед-
няя явно унаследована от антиклинали, сложенной верхним мелом
и палеогеном. Молодые деформации этого участка четко отражены
в условиях залегания верхнеплиоценового базальтового потока, запол-
нившего долину р. палео-Храми (рис. 52). Последняя в отличие от сов-
ременной р. Храми до излияния базальтов не сворачивала у сел. Цалка
к юго-востоку и не пересекала Храмское поднятие, но, огибая его с се-
вера. продолжала течь к востоку еще на протяжении 20 км вдоль оси
Веденской антиклинали, затем делала резкий коленообразный изгиб
к югу и, наконец, направлялась к востоку по линии Тетри-Цкаро —
Марнеули, примерно совпадающей здесь с современной долиной р. Хра-
ми. Справа р. палео-Храми принимала приток палео-Клдэиси (по
Л. И. Маруашвили), огибавший с юга и с востока Храмское поднятие;
его долина была также заполнена лавовым потоком, спустившимся
с Мокрых гор. Последующие складкообразовательные движения резко
деформировали первичное залегание обоих лавовых потоков и оконча-
тельно разрушили древнюю гидросеть. В результате возобновления
роста Веденской антиклинали приуроченный к ней лавовый поток, за-
полнивший долину палео-Храми, был высоко (почти до + 2 км) при-
поднят, а на южном крыле этой антиклинали в пределах смежных от-
резков долин палео-Храми и палео-Клдэиси (на южном склоне хр. Бе-
дени и на Клдэисском плато) лавы приобрели заметный наклон к югу;
на расстоянии 8 км поверхность палео-Храмского потока снижается бо-
лее чем на 600 м.
Район среднего и нижнего течения рек Храми и Алгети представ-
ляет обширный широтно вытянутый Борчалинский прогиб, который ку-
лнсно подставляет на юго-востоке Цалкинскую впадину и отделен от
нее Храмским и Веденским поднятиями. На западе Борчалинский про-
гиб центриклинально замыкается, а на востоке углубляется и расши-
ряется, вливаясь в Среднекуринский межгорный прогиб. Борчалинский
прогиб унаследован от широкой и пологой синклинали, выполненной
олигоценом, миоценом, и в наиболее прогнутой восточной части — даже
молассами мэотис—понта (Яглуджинская брахисинклиналь). Однако
со временем ось прогиба постепенно смещалась к югу; так, в мноплио-
262
Храми (северо восточная
Рис, 52. Схема условий залегания верхнеплиоценовых лав, новейших движений и их соотношений с древними структурами в бассейне р.
часть Малого Кавказа). Составил Е. Е. Милановский по материалам П.Д. Гамкрелидзе, Н. И. Схиртладзе и др.
I _ четвертичные континентальные отложения; 2 — верхнеплиоценовые лавы (преимущественн базальты; на Мокрых горах — андезиты и пр.) с прослоями континен-
тальных отложений; 3— граница несогласного залегания верхнего плиоцена; 4 — палеоген; 5 — верхний мел; 6 — лейас; 7 — палеозой; 8 — изобазы неотектонических
поднятий; 9 — изогипсы подошвы верхнего плиоцена (частично реконструированные); 10 — оси антиклиналей в верхнеплиоценовых образованиях; // — оси некоторых син-
клиналей в них же
цене она примерно совпадала с современной долиной среднего течения
р. Алгети (или с осью синклинали в породах палеогена — миоцена),
в позднем плиоцене — с современной долиной среднего течения р. Храми
(т. е. проходила приблизительно по линии Тетри-Цкаро— Марнеули,
а к концу антропогена еще дальше сдвинулась к югу от низовьев рек
Машавери и Храми, т. е. до линии Болниси— Диди — Муганло) и на-
ложилась на северное крыло Сомхето-Карабахского антиклинория, сло-
женное породами верхнего мела. Осевая часть верхнеплиоценового Бор-
чалинского прогиба (т. е. низовья палео-Храмп) была залита мощными
верхнеплиоценовыми базальтами, образовавшими широкое Борчалин-
ское лавовое плато. Вследствие последующего смещения оси прогиба
к югу лавы на его северном крыле приобрели наклон к югу, а долина
р. Храми, проложенная по средней части лавового плато, выработала
в них глубокий каньон и врезалась в палеогеновые и меловые породы
их субстрата. Абсолютные высоты первоначально горизонтальной по-
верхности лавового плато снижаются с севера на юг, на расстоянии
10—12 км на 600 м (от 1 км до 0,4 км), а еще далее к югу и к востоку
она погружается под мощный покров четвертичных осадков, выполняю-
щий широкую плоскую аллювиальную равнину низовьев рек Машавери,
Храми и Алгети. К югу от Марнеули мощность четвертичных (и воз-
можно, частично верхнеплиоценовых) аллювиально-озерных осадков,
перекрывших Борчалинский лавовый покров, достигает по данным бу-
рения 136 м, а далее — южнее, по-видимому, еще более возрастает. Та-
ким образом, кровля лав лежит здесь ниже + 300, а может быть, и ни-
же + 200 м.
Ахалкалакская вулканическая зона
Ахалкалакское вулканическое нагорье представляет собой северную
часть огромного Армянского вулканического нагорья (s. 1.) Оно рас-
положено на северо-западном продолжении Сомхето-Карабахской анти-
клинальной зоны, где по мере приближения к полосе Транскавказского
поперечного поднятия происходит весьма значительное сокращение раз-
реза юры и подъем палеозойского фундамента, выступающего в ядрах
ряда частных брахиморфных поднятий. Вместе с тем на северо-западном
участке Сомхетской зоны ее мезозойские структуры резко несогласно
перекрываются вулканогенным эоценом Калининского синклинория,
являющегося одним из ответвлений обширного Севанского синклинория.
Аналогичные эоценовые толщи с мелом в ядрах антиклиналей окайм-
ляют Ахалкалакское нагорье с юга (Севанская зона) и с севера (Аджа-
ро-Триалетская зона). С запада к Ахакалакскому нагорью примыкают
мел-палеогеновые складчатые структуры Восточного Понта с выступами
палеозойского метаморфического основания. Учитывая структуру обрам-
ления, можно предполагать, что под новейшими эффузивами Ахалка-
лакского нагорья погребен ряд брахиморфных поднятий и прогибов,
возможно, долготного простирания (?), в строении которых участвуют
палеозойский метаморфический субстрат, очень сокращенный и не-
сплошной покров нижней и средней юры, а также осадочно-вулканоген-
ные толщи верхнего мела и палеогена изменчивой мощности, выполняю-
щие отдельные прогибы. Гипсометрическое положение поверхности
донеогенового фундамента известно только по периферии нагорья, и о
характере неотектоники его внутренних частей мы можем судить лишь
по структуре неоген-четвертичного вулканического чехла, сложенного
мощными вулканогенными субаэральными толщами миоплиоценового
(годердзская свита), верхнеплиоценового (цалка-ахалкалакская свита)
и в меньшей степени четвертичного возраста. Так как донеогеновый
субстрат нигде в пределах нагорья не вскрывается, следует допустить.
264
что он не поднимается здесь выше 2—2,5 км, а на ряде участков, не-
сомненно, опущен ниже 1 —1,5 км.
Условия залегания годердзской свиты и более молодых, верхне-
плиоценовых и четвертичных вулканогенных толщ существенно отличны.
Годердзская свита пользуется широким распространением в западной
части Ахалкалакского вулканического нагорья, к западу от верховьев
р. Куры, в пределах Арсианского хребта и Эрушетского нагорья. Здесь
она с угловым несогласием, а в отдельных синклинальных структурах
(например, на южном крыле Ахалцихского прогиба) ложится на разные
горизонты палеогеновых отложений, смятых в складки восток-северо-
восточного простирания, и в свою очередь повсеместно смята в более
пологие складки той же ориентировки. Восточнее, в правобережье Куры
эти структуры годердзской свиты скрываются под перекрывающими их
с угловым несогласием верхнеплиоценовыми долеритовыми лавами, чем
определяется доверхнеплиоценовый возраст ее складчатых дислокаций.
Восточнее низовьев р. Паравани (Ахалкалакчай) достоверные вы-
ходы этой толщи неизвестны, и насколько далеко распространяется она
к востоку под более молодыми толщами Ахалкалакского нагорья —
неясно. По мнению Н. И. Схиртладзе (1958), годердзская свита, пред-
ставленная преимущественно лавовыми (а не туфовыми, как на западе)
образованиями, распространена в пределах почти всей восточной поло-
вины нагорья и выступает из-под верхнеплиоценовых и четвертичных
лав на Гукасянском, Абул-Самсарском хребтах и кое-где в пределахМок-
рых гор. Н. И. Схиртладзе предполагает (см. профили в его работе,
1958; рис. 17), что годердзская свита к востоку от Куры залегает гори-
зонтально, и трактует упомянутые возвышенности как чисто вулкани-
ческие постройки. Однако эти представления недостаточно обоснованы
и не разделяются рядом исследователей (Гамкрелидзе, 1954; Беликов-
ская, 1953 и др.), считающих, что Мокрые горы, Алуб-Самсарский и Гу-
КЯСЯНСКИЙ хребты, как И разделяющие ИХ котловины, сложены верхне-
плиоценовыми образованиями. От решения этого вопроса во многом
зависит трактовка неотектоники Ахалкалакского нагорья.
Е. М. Беликовская, Л. И. Маруашвили и другие, а также автор
предполагают, что эти возвышенности не являются чисто вулканически-
ми формами, но в основе своей представляют долготно ориентированные
неотектонические поднятия позднеплиоцен-четвертичного времени, воз-
никшие в результате пологой валообразной деформации верхнеплиоце-
новых вулканических толщ и увенчанные «насаженными» на некоторые
их участки крупными и мелкими вулканами разного возраста. Эта кон-
цепция вполне сходна с идеей А. Н. Заварицкого о сводообразных мо-
лодых деформациях вулканических массивов более южной Центрально-
Армянской зоны.
По-видимому, очень пологое сводообразное поднятие общей ампли-
тудой около 1,5 км испытал в позднем плиоцене — антропогене район
левобережья Куры — Эрушетское нагорье, сложенное уже дислоциро-
ванной к этому времени годердзской вулканогенной толщей. Пологие
поднятия и разделяющие их прогибы меридионального простирания
в восточной половине Ахалкалакского нагорья также, вероятно, были
наложены на плиоценовые структуры субширотного простирания. Самая
протяженная и широкая меридиональная возвышенность в восточной
части нагорья — Мокрые горы — судя по пологому наклону плиоцено-
вых лав на их склонах представляет, по-видимому, пологий вал или
брахиантиклиналь с относительной амплитудой поднятия около 1000—
1500 м. Такой взгляд на природу Мокрых гор высказывают Е. М. Бе-
ликовская (1953), Л. И. Маруашвили (1956) и др. В сводовой части
вала имеются небольшие единичные насаженные на него четвертичные
вулканические конусы (гора Емликли и др.), очевидно, связанные с про-
ходящими здесь трещинами растяжения, а возможно, и глубоким мери-
265
диональным расколом земной коры. Аналогичную новейшую структуру
имеет и небольшое, но морфологически сходное с Мокрыми горами
Гукасянское поднятие, расположенное на границе с Турцией.
Абул-Самсарское поднятие в отличие от двух предыдущих увенча-
но целым рядом крупных и мелких вулканических сооружений, по-ви-
димому, верхнеплиоценового (хребты Абул, Самсар), плейстоценового
и даже голоценового возраста (вулканы Тавкветили, Шавнабади
и др.), приуроченных к меридиональной водораздельной линии хребта
или лишь немного отстоящих от нее. Работами Е. И. Бюса, М. М. Ру-
бинштейна (1956, 1957) и А. Д. Цхакая показано, что осевая зона
Абул-Самсарского хребта является высокосейсмичной; на нее, в част-
ности, ложатся эпицентры афтершоков Табацкурского землетрясения
1940 г. Очаги землетрясений этого района находятся на глубинах 10—
15 км. Все это позволяет думать, что вдоль оси Абул-Самсарского под-
нятия проходит зона крупного активного разлома, пересеченная более
мелкими поперечными разрывами и трещинами, которая на глубине
связана с молодым, существующим поныне магматическим очагом, дав-
шим, в частности, совсем юные (несколько тысяч лет) потоки в север-
ной части хребта. К Абул-Самсарскому хребту приурочена также ось
меридионального гравитационного минимума. Б. К. Балавадзе связы-
вает его с утолщением земной коры и, в частности, «гранитного слоя»
под этим хребтом, однако возможно, что этот весьма значительный ми-
нимум силы тяжести обусловлен понижением плотности вещества в глу-
бинных горизонтах земной коры в связи с существованием магматиче-
ского очага.
Между меридиональными поднятиями располагаются овальные
в плане впадины, выполненные верхнеплиоценовыми и частично четвер-
тичными основными лавами и аллювиально-озерными образованиями —
небольшая Параванская и более крупная Ахалкалакская; к ним при-
урочен ряд озер — Паравани, Сагамо, Мадатапа, Ханчали. К западу
от Гукасянского поднятия находятся впадины оз. Чилдыр (на террито-
рии Турции) и Хозапини. Система котловин окаймляет Ахалкалакское
нагорье с севера (Ахалцихская, Табацкури-Верхнехрамско-Цалкин-
ская), с востока и юга (описанные в составе Севанской зоны Дорий-
ская и Верхнеахурянская впадины). Абсолютная амплитуда новейших
воздыманий этих впадин не превышает 1000—1500 м. В некоторых из
них, расположенных по северной периферии Ахалкалакского нагорья
(например, в Цалкинской), а также кое-где в его внутренних частях,
например, в юго-западной части Ахалкалакской котловины верхнеплио-
ценовый осадочно-эффузивный комплекс смят в систему широтных бра-
хиантиклиналей и брахисинклиналей длиной до 5—15 км с углами па-
дения на их крыльях до нескольких десятков градусов, которые имеют
прямое выражение в современном бронированном рельефе долеритовых
лавовых покровов. Некоторые участки сочленения впадин и поднятий,
по-видимому, контролируются молодыми разломами различного на-
правления.
Многие черты неотектоники Ахалкалакской зоны обладают большим
сходством с таковыми Центрально-Армянской зоны. Эти общие черты
новейшей тектоники вулканических зон будут рассмотрены при харак-
теристике последней зоны.
Зона северо-восточного крыла сооружения Малого Кавказа
Широкая северо-восточная полоса Малого Кавказа, протягиваю-
щаяся от низовьев Храми на северо-западе до низовьев р. Аракса на
юго-востоке и почти точно совпадающая с Сомхето-Карабахской анти-
клинальной зоной в новейшей структуре представляет отчетливо
266
выраженное крыло сводово-глыбового сооружения Малого Кавказа.
Амплитуда новейшего поднятия возрастает от нуля у северо-восточного
края этой зоны, на границе с Куринским межгорным прогибом, до 2—
2,5 км, а местами даже до 3—3,5 км у ее юго-западного края, на гра-
нице с Севанской зоной. Вся зона в целом отличается сравнительной
простотой и унаследованностью новейших движений от более древнего
тектонического плана, а также полным отсутствием складкообразова-
тельных движений и магматических проявлений в неотектонической ста-
дии. По степени дифференцированности новейших вертикальных дви-
жении описываемая зона расчленяется на две кулисно расположенные
подзоны. Северо-западная — Сомхетская подзона характеризуется моно-
клинальной новейшей структурой, почти не осложненной дифференци-
альными движениями, тогда как в юго-восточной — Муровдаг-Карабах-
ской подзоне на фоне общего подъема к юго-западу выделяется
несколько частных молодых поднятий и прогибов, в основном унаследо-
ванных от более древних стпуктур.
Сомхетская подзона моноклинального поднятия. Западная часть
северо-восточного крыла поднятия Малого Кавказа от р. Храми на се-
веро-западе до Кировабадского района на юго-востоке с конца миоцена
характеризовалась простотой тектонических движений: они выражались
главным образом в общем поднятии зоны, наиболее значительном в
юго-западной части подзоны и постепенно снижающемся к ее северо-во-
сточному краю. Новейшая структура Сомхетской подзоны представляет
пологую моноклиналь с наклоном к северо-востоку под углом 3—4°.
Об этом позволяет судить высотное положение прекрасно сохранивших-
ся на многих ее участках фрагментов денудационной поверхности абра-
зионно-эрозионного происхождения, которая постепенно поднимается
к юго-западу от 0,5—0,7 км до 2—2,5 км. Эта поверхность в бассейне
Дебеда и Агстева была впервые описана М. В. Гзовским, а южнее
Шамхора — автором. Нижний предел ее возраста определяется по при-
уроченности к ней маломощных останцов караганских, конкских и ниж-
несарматских отложений мелководно-морского и прибрежного проис-
хождения, сохранившихся в северо-восточной части подзоны на высотах
от 700 до 1100 м. Таковы давно известные останцы караганских отло-
жений на горе Какиль (юго-восточнее устья р. Дебед), конкских и ниж-
несарматских на горе Кабахтапа (юго-западнее Шамхора) и недавно
обнаруженный останец нижнего сармата на горе Каратадж — в право-
бережье р. Дзегамчая, западнее г. Шамхор (Абдуллаев и Султанов,
1955). Интенсивный снос обломочного материала с Малого Кавказа
в Куринскую впадину, установленный для конца сармата и особенно
для эпохи накопления ширакской свиты, т. е. мэотиса — понта (Сарки-
сян и Шаповалова, 1952), позволяет считать, что начало эрозионного
расчленения этой поверхности приходится на конец миоцена. К началу
верхнего плиоцена она была уже прорезана очень глубокими долинами
р. Дебеда и др. Однако на юго-восточном Кировабадском участке опи-
сываемой подзоны, еще не втянутом в миоплиоцене в поднятие, эта
выровненная поверхность могла существовать вплоть до верхнего плио-
цена.
К северо-восточному краю горной области Малого Кавказа при-
урочен, по-видимому, флексурообразный перегиб Сомхетской монокли-
нали амплитудой в несколько сотен метров, более четко намечающийся
в районе Шамхора. Повышенная сейсмичность предгорной полосы
позволяет предполагать связь этого нарушения с разрывными смещения-
ми в палеозойском или докембрийском фундаменте.
Моноклиналь осложнена несколькими очень пологими вздутиями
брахиантиклинальными, приуроченными к ее юго-западному краю, где
амплитуда новейших поднятий достигает максимальных значений. Юго-
западные крылья этих вздутий, обращенные к прилегающим с юга Се-
267
ванской зоне и Муровдаг-Карабахской подзоне, как правило, несколько
более крутые. Таковы Храмское, Локское, Алавердское, Миапорское
(Мургузское), Славянское поднятия, с амплитудой новейшего воздыма-
ния соответственно до 2000 м, 2250 м\ 2750 м и 1750 м. В их пределах
выше регионально развитой тортон-сарматской денудационной поверх-
ности сохранились останцы более древнего денудационного рельефа от-
носительной высотой до нескольких сотен метров (см. блок-диаграмму
Малого Кавказа), что указывает на устойчивость свойственных им
тенденций к относительному поднятию, проявлявшихся, по крайней ме-
ре, с начала неогена или олигоцена. Унаследованное дифференциальное
воздымание района Локского поднятия в четвертичное время установ-
лено Н. Е. Астаховым (1957) по наличию отчетливой антиклинальной
деформации продольного профиля террас в пересекающей его восточ-
ную часть антецедентной долине р. Болнисчая (Пирпинджан). Относи-
тельная высота аккумулятивной галечной террасы на расстоянии не-
скольких километров возрастает здесь от 6 м до 35—40 м, причем ниже
нее появляется еще несколько локальных террас. Между вздутиями на
фоне Сомхетской моноклинали намечаются очень слабо выраженные
поперечные тектонические депрессии, к которым приурочены долины рек
Машавера, Агстев, Ганджачай; эти депрессии «открываются» к Ку-
ринской впадине.
В более древнем тектоническом плане рассматриваемая подзона
в основном отвечает северо-западной половине Сомхето-Карабахского
антиклинория, внутренняя структура которой отличается относительной
простотой и наиболее ранним временем формирования: за исключением
некоторых прогибов, она сложилась уже в юрское время, а в мелу и па-
леогене большая часть этой территории вела себя, как единая, слабо-
дифференцированная область относительного или абсолютного поднятия.
Антиклинальные структуры имеют здесь характер обширных пологих
куполов или брахиантиклиналей. Эти особенности доплиоценовой струк-
туры и истории получили отражение в относительно простом, малодиф-
ференцированном характере новейших движений. Новейшие пологие
вздутия в основном наследуют более древние антиклинальные структу-
ры, выраженные в юрских отложениях. Так, Храмское, Локское, Ала-
вердское новейшие поднятия в основном отвечают одноименному част-
ному брахиантиклинорию, а Миапорское (Мургузское) и Славянское
поднятия — наиболее приподнятым частям Шамхорского брахиантикли-
нория Сомхето-Карабахской зоны. Правда, в состав Миапорского и
Алавердского новейших поднятий оказались вовлеченными также смеж-
ные участки северного крыла Севанского синклинория, в свою очередь
наложенные в палеогене на южные крылья Шамхорского и Алавердско-
го брахиантиклинориев. Соответственно, разделяющие их пологие но-
вейшие прогибы унаследованы от мезозойских синклинориев.
Как же распределяется суммарная амплитуда новейших поднятий
по отдельным фазам неотектонической стадии? Казалось бы, огромная
глубина предверхнеплиоценового вреза долины р. Дебеда относительно
тортон-самсарского денудационного уровня, достигающая в южной час-
ти описываемой зоны 1—1,5 км, и ничтожная (порядка 100 м) амплиту-
да последующего врезания этой реки ниже подошвы верхнеплиоценового
базальтового потока, излившегося в долину Дебеда, а ниже ст. Ахтала
в низовьях реки — даже погружение последнего под современную пой-
му р. Дебеда — должны указывать на то, что подавляющая доля от
суммарного новейшего поднятия (более 90%) падает в южной части
зоны на доверхнеплиоценовую фазу, а северная часть зоны даже ис-
пытала в дальнейшем опускание. Однако этому противоречит наличие
поднятых почти до 1 км морских акчагыльских отложений на более
восточном участке той же зоны — к юго-востоку от Кировабада. Это
противоречие удалось разрешить, допустив, что главный базис эрозии
268
р. Куры и ее притоков, в том числе р. Дебеда — уровень Каспия в сред-
нем плиоцене лежал не менее чем на 0,5 км ниже уровня океана. Вслед-
ствие этого доверхнеплиоценовый врез р. Дебеда оказался гораздо
более глубоким, чем это было бы при той же амплитуде абсолютного
поднятия Сомхетской подзоны, при нормальном положении базиса эро-
зии. С учетом этих соображений амплитуду доверхнеплиоценовых под-
нятий в юго-западной части зоны в долине р. Дебеда можно ориенти-
ровочно оценить примерно в 1—1,3 км, а последующих (послеакчагыль-
ских) поднятий — в 0,5—0,7 км.
Однако отдельные участки Сомхетской подзоны испытали с конца
плиоцена более интенсивное унаследованное воздымание. К числу их
относится, например, небольшое Храмское поднятие в ее северо-запад-
ной части. Пенепленизированная верхнеплиоценовая поверхность его
представляет отчетливый свод, на крыльях которого сохранились остат-
ки периклинально залегающих верхнеплиоценовых базальтовых лав,
первоначально, по-видимому, перекрывавших значительную его часть.
В апикальной части свода эта поверхность поднята почти до 2 км и про-
резана на 800 м глубоким антецедентным ущельем р. Храми, пересекаю-
щим наиболее приподнятый участок свода. Можно думать, что не менее
половины суммарной амплитуды новейшего воздымания Храмского сво-
да (не менее 1 км) отвечает «послелавовому» (т. е. послеакчагыль-
скому) времени.
Четвертичные поднятия, судя по относительным высотам и взаимо-
отношению террас главных рек, измерялись первыми сотнями метров
в юго-западной части Сомхетской подзоны и сходили на нет или даже
сменялись слабыми относительными опусканиями у ее северного края
(особенно в его западной части), для которого характерно наличие
низкогорных гряд и останцевых вершин коренных пород, как бы «за-
топленных» среди окружающих их со всех или почти со всех сторон
аллювиально-пролювиальных четвертичных образований предгорных ак-
кумулятивных равнин. Подобный ландшафт, свидетельствующий о под-
пруживании низовьев рек, типичен для широких долин Дебеда, Акстафы
(у г. Казах) и других рек у их выхода из гор.
Муровдаг-Карабахская подзона дифференцированных поднятий. Эта
подзона располагается к юго-востоку от Сомхетской моноклинальной
подзоны, кулисообразно подставляя ее на юге. Для ее новейшей текто-
ники характерно наличие двух крупных линейных антиклинальных под-
нятий, приуроченных к юго-западной части зоны — Шахдаг-Муровдаг-
ского (где амплитуда новейших вертикальных движений достигает
3000—3500 м) и Карабахского (с поднятием до 2500 м) и расположен-
ных параллельно им, нескольких слабовыраженных брахисинклиналь-
ных депрессий, где абсолютная амплитуда новейших поднятий состав-
ляет лишь 1000—1500 м. Таковы Башкендская котловина к северу от
Шахдаг-Муровдагского поднятия, Среднетертерская (Атеркская) — меж-
ду Муровдагским и Карабахским, Степанакертская — к северо-востоку
от Карабахского поднятия. Наклоны поверхности новейших структур
в этой подзоне измеряются в среднем от 3° до 8—10°, а в крайней юго-
западной полосе этой зоны — и значительно большими углами.
Поднятия выражены в рельефе крупными одноименными хребтами.
В западной части Шахдаг-Муровдагского поднятия, т. е. в пределах
Шахдагского хребта и особенно его юго-западного склона, на высотах
от 2000 до 3000 м и выше прекрасно сохранилась лестница древних
денудационных поверхностей, ниже сменяющихся абразионными терра-
сами Севана. Эти уровни маркируют ряд фаз прерывистого воздымания
системы Шахдага—Муровдага относительно Севанской озерной депрес-
сии. По мере приближения к Севанской впадине они приобретают за-
метный наклон и в основании юго-западного склона Севанского хребта
переходят в резкий флексурообразный изгиб, зафиксированный в крутом
269
падении миоплиоценовых континентальных образований — пролювиаль-
ных у сел. Памбак (под углом до 60°) и вулканогенных — у сел. Зод
(до 30°). Близ северо-западного окончания Шахдагского хребта флек-
сура переходит в разлом, ограничивающий Севанскую впадину с северо-
востока. Северное крыло Шахдаг-Муровдагского поднятия значительно
более пологое. Ось его не вполне совпадает с водораздельной линией
одноименных хребтов, а проходит, по-видимому, несколько севернее.
Смещение водораздела к югу связано с энергичной регрессивной эро-
зией более мощных и водообильных рек северного склона.
Впадины описываемой подзоны отчетливо выражены в рельефе
в виде овальных депрессий, но относительно неглубоки и вмещают лишь
верхнеплиоценовые и четвертичные аллювиальные осадки сравнительно
небольшой мощности. Среднетертерская (Атеритская) котловина харак-
теризуется резким расширением долины р. Тертера, текущей вдоль ее
оси, широким развитием четвертичных речных террас и синклинальной
деформацией III и IV террас (Антонов, 1959). Так, высота III террасы
на участке максимального погружения составляет 30 м, а на приподня-
тых соседних участках долины Тертера — 45—50 м\ высота IV террасы
соответственно изменяется от 40 до 50—75 м. Почти все террасы (вплоть
до 100-метровой) имеют в котловине аккумулятивный характер. Терраса
высотой 2,5—3 м достигает в ширину 300 м. Ниже и выше котловины
р. Тертер течет в узком и глубоком ущелье.
В Степанакертской котловине также наблюдается резкое расширение
террас Каракарчая и других рек, погружение их цоколей под русло реки,
уменьшение грубости аллювия и значительное снижение относительных
высот ’террас. Так, например, III надпойменная терраса р. Каракарчая
при вступлении реки в пределы котловины понижается на расстоянии не-
скольких километров от 70 до 25—30 м. В зоне небольшого Аскеранско-
го поднятия, замыкающего котловину с востока, ее относительная высо-
та вновь несколько увеличивается, а аллювий обогащается щебенчатым
известняковым материалом, снесенным с этого поднятия.
В Башкендской котловине современная продольная речная сеть
отсутствует; выровненная верхнемиоценовая поверхность очень слабо
прорезана поперечными долинами р. Дзегамчая и др.
Северо-восточный периферический участок подзоны между Кирова-
бадом и Нафталаном представляет в новейшей структуре пологую мо-
ноклиналь с углами наклона порядка 3—5°. Особенно отчетливо выра-
жена и широка ее северная часть — между реками Кюрокчаем и Терте-
ром, где моноклиналь обрисовывается положением подошвы
акчагыльских и апшеронских отложений, трансгрессивно залегающих
на размытой абразионной поверхности Майкопа и поднимающихся
в предгорьях от 200 до 700—1000 м, и верхнеплиоценовыми денудаци-
онными поверхностями. Этот участок в отличие от остальной большей
части описываемой территории был, очевидно, вовлечен в поднятие
лишь с конца плиоцена.
Таким образом, по характеру новейших движений Муровдаг-Кара-
бахская подзона имеет много общего с предыдущей, образуя вместе
с ней пологое асимметричное поднятие, имеющее на многих участках
характер простой моноклинали. Отличия от Сомхетской моноклинальной
подзоны заключаются в несколько большей амплитуде молодых верти-
кальных движений, большей резкости, дифференцированности и линейном
характере неотектонических поднятий, в обособлении отдельных замк-
нутых впадин. Эти черты сходства и отличия подзон находят естествен-
ное объяснение при сравнении их доплиоценовой структуры и истории.
Сходство, несомненно, связано с тем, что обе они наследуют тенденции,
свойственные всей Сомхето-Карабахской антиклинальной зоне. Различия
между структурой и историей северо-западной и юго-восточной ее час-
тей проявились еще в мезозое. Свойственные ее северо-западной части
270
брахиморфные и почти изометричные структуры юрских отложений
сменяются на юго-востоке узкими линейными тектоническими элемен-
тами. Интенсивные опускания и складчатость, а также магматические
проявления здесь повсеместно продолжались до конца мела, а по юго-
западному краю зоны — ив палеогене.
Новейшие структуры описываемой подзоны в основном унаследова-
ны от мезозойских и частью эоценовых структур. Так, Карабахское
поднятие отвечает одноименному антиклинорию, сложенному средней
юрой, Башкендская котловина — западной части Дашкесано-Агджа-
кентского синклинального прогиба, выполненного верхней юрой, Сред-
нетертерская (Атеркская) впадина — восточной части Тоурагачайского
(Шихалибейли, 1956) синклинория.
Вместе с тем в новейшей структуре подзоны отразились и сущест-
венные тектонические перестройки. Так, Степанакертская впадина и Ас-
керанское моноклинальное поднятие настолько смещены к юго-западу
относительно Мартунинского синклинория и Агдамского антиклинория,
что Аскеранское поднятие наложилось на осевую часть верхнемелового
/Мартунинского синклинория; к северо-востоку от него на свод Агдам-
ского антиклинория (в районе г. Агдам) накладывается в антропогене
крыло Нижнекуринской межгорной впадины. Не менее сложные соотно-
шения с древними структурами наблюдаются в Шахдаг-Муровдагском
поднятии. В донеогеновом тектоническом плане этому единому новей-
шему субширотному поднятию отвечают три древних линейных текто-
нических элемента запад-северо-западного простирания, образующие
с его направлением очень острый угол. В восточной его части проходит
Муровдагский антиклинорий Сомхето-Карабахской зоны, сложенный
средней юрой и срезанный с юга крупным Муровдагским разломом.
К югу от него, в пределах южного крыла новейшего поднятия распо-
ложен Тоурагачайский синклинорий, выполненный верхним мелом. За-
паднее, в Шахдагском хребте ось этого синклинория, выполненного
здесь эоценом, совпадает уже со сводовой полосой новейшего поднятия.
Южное его крыло выражено здесь Шахдагским антиклинорием, который
сложен верхнемеловыми отложениями с интрузиями габбро и гиперба-
зитов.. Шахдагский синклинорий и Тоурагачайский синклинорий следует
считать структурами второго порядка на северо-восточном крыле Се-
ванского синклинория. Таким образом, Шахдаг-Муровдагское неотекто-
ническое поднятие является наложенной структурой, объединившей три
более древних структурных элемента, входивших в состав двух разных
тектонических зон Малого Кавказа.
Севанская зона впадин и поднятий
Севанская зона впадин и поднятий, расположенная между предыду-
щей и Центрально-Армянской вулканической зоной, выделяется среди
других неотектонических зон Малого Кавказа наиболее резко диффе-
ренцированным, контрастным характером новейших движений. Ни в од-
ном его районе новейшие движения не выражены с такой отчетли-
востью и наглядностью, как в Севанской зоне. Новейшая структура
этой зоны представляет сочетание довольно узких линейных и брахи-
морфных поднятий большой амплитуды, достигаюшей 2,5—3 км и более,
и смежных с ними впадин, некоторые из которых весьма обширны,
глубоки и заполнены мощными толщами неогеновых и четвертичных
отложений. В их центральных частях абсолютные поднятия с конца сар-
мата, по-видимому, не превышают 1000—1500 м. Таким образом, размах
относительных вертикальных перемещений достигает в Севанской зоне
2000—2500 м. Весьма значительная роль в ее новейшей структуре при-
надлежит молодым продольным и поперечным разломам различной
271
амплитуды и протяженности. Местами, особенно в юго-западной части
зоны, распространены покровы плиоценовых и четвертичных вулкани-
ческих образований, заходящие сюда из смежных вулканических зон
и имеются отдельные центры их извержения.
Севанская неотектоническая зона возникла на месте одноименного
синклинория, представляющего итог развития глубокого и, наиболее
длительно развивавшегося частного геосинклинального прогиба, зани-
мавшего осевое положение в альпийской эвгеосинклинали Малого Кав-
каза. Интенсивные опускания в нем происходили не только в позднем
мелу и палеогене, как считалось до недавнего времени, но и в юре
и раннем мелу. Есть основания предполагать, что альпийский Севанский
прогиб был унаследован от герцинского геосинклинального прогиба,
признаки существования которого в палеозое известны в Зангезуре
(Милановский, 1963). Характерные для альпийского собственно-гео-
синклинального этапа истории Севанского прогиба (мезозой— палеоген)
мощные многократные проявления эффузивного и разнообразного
(ультраосновного, основного и кислого) интрузивного магматизма,
а также свойственные ему относительно напряженные формы складча-
тости, по-видимому, связаны с тем, что его заложение и развитие опре-
делялись наличием зон активных глубинных разломов, проходивших
вдоль его юго-западного и северо-восточного крыльев. Основная склад-
чатость в Севанском геосинклинальном прогибе, придавшая ему струк-
туру синклинория, произошла в конце эоцена, но в течение олигоцена
и миоцена на отдельных участках продолжались опускания, сопровож-
давшиеся местами вулканической деятельностью. Некоторые из оста-
точных прогибов были унаследованы в плиопен-четвертичном тектони-
ческом плане и послужили центрами развивавшихся в эту эпоху впадин,
например, Севанской и, возможно, Ленина канской. Но некоторые крае-
вые участки Севанской впадины, а также ряд других, более мелких
впадин (Памбакские и др.), представляют собой узкие грабены, нало-
женные на разные структуры верхнемелового-эоценового складчатого
субстрата. Система этих грабенов, находящая продолжение в сбросах
и флексурах северного ограничения Севанской и Ленинаканской впа-
дин, образует единую узкую полосу запад-северо-западного простирания,
параллельную направлению палеогеновых складчатых и разрывных на-
рушений и цепочек интрузивных массивов и совпадающую с предпола-
гаемым положением Севанского (Севано-Акеринского) глубинного раз-
лома.
Таким образом, указанную систему грабенов, сбросов и флексур
мы рассматриваем как поверхностное выражение современной и новей-
шей активности этого глубинного разлома. Характерна строгая приуро-
ченность к этой зоне неглубоких сейсмических очагов.
На юго-востоке, в районе Большого Севана, Севанский шов расщеп-
ляется на несколько ветвей, идущих вдоль юго-западных крыльев Шах-
даг-Муровдагского, Карабахского и Далидагского поднятий. Севанский
палеогеновый синклинорий разделяется здесь на два прогиба — Кель-
баджаро-Акеринский и Ордубадский; последний в неотектоническом
плане отделен от Севанской зоны в районе Варденисского нагорья на-
ложеным вулканическим поясом. Аналогичное раздвоение Севанского
синклинория на Ширакскую и Калининскую ветви имеет место на севе-
ро-западе; при этом южная, Ширакская ветвь глубоко вклинивается
между двумя главными областями новейшего вулканизма — Ахалка-
лакской и Армянской.
Обзор новейшей тектоники Севанской зоны удобно дать по не-
скольким поперечным сегментам, в которых поочередно преобладают
поднятия и относительные опускания. С запада на восток это — Лени-
наканский опущенный. Памбакский приподнятый, Севанский опущен-
ный, Далидагский приподнятый и Акеринский опущенный участки.
272
Ленинаканский участок- Самый западный — Ленинаканский участок
Севанской зоны занимает своеобразное тектоническое положение между
двумя областями мощных проявлений новейшего вулканизма — Цент-
рально-Армянской и Ахалкалакской, которые сливаются воедино к запа-
ду от границы Советской Армении, в Турции. На этом участке выде-
ляются три главных неотектонических элемента: Верхнеахурянская
и Ленинаканская впадины, примыкающие к смежным вулканическим
районам, и разделяющее их поднятие. На севере располагается неболь-
шая, вытянутая в широтном направлении Верхнеахурянская впадина —
плоская брахисинклиналь, наложенная на фундамент из верхнемеловых
образований. Впадина выполнена верхнеплиоценовыми лавами и озерно-
аллювиальными четвертичными осадками. Подошва плиоцена даже
в осевой части впадины, по-видимому, залегает на отметках выше
+ 1500 ж, а по ее периферии поднимается до + 2000 ж. Наиболее
опущенные участки приурочены к западной части впадины, где нахо-
дится осложняющая ее замкнутая депрессия оз. Арпалич с прилегаю-
щей к нему аккумулятивной равниной, и к ее восточной части, занятой
Верхнеахурянской аллювиальной равниной. На крыльях впадины и на
приподнятом среднем участке выходят плиоценовые лавы. Обе частные
впадины непосредственно прилегают к крыльям вулканических сводов —
Гукасянского (Ашоцкого) и Мокрых гор.
К югу от Верхнеахурянской впадины расположена зона запад-
ного периклинального окончания обширного Б а з у м -
ского поднятия. Постепенно погружаясь к западу, оно расщеп-
ляется на два более мелких поднятия юго-западного простирания,
с амплитудой новейшего воздымания до 2000—2200 ж. Северное —
Сипское поднятие, сложенное верхним мелом, является непосредствен-
ным продолжением главной оси Базумского поднятия, южное — Ширак-
ское поднятие, сложенное эоценом и верхним мелом, осложняет его
южное крыло. Между ними расположена Гукасянская впадина, выпол-
ненная верхнеплиоценовыми базальтами. Они несогласно налегают на
довольно мощные лагунно-континентальные отложения олигоцена —
нижнего миоцена, что указывает на длительный унаследованный харак-
тер тенденций к опусканию в этой впадине. С севера Гукасянская впа-
дина ограничена разломом, подновленным уже после излияния верхне-
плиоценовых лав, по которому Сипский блок был приподнят и вновь
прорезан поперек антецедентным ущельем р. Ахуряна. По данным
А. Т. Асланяна (1956), покровы долеритовых базальтов в зоне этого
разлома образуют резкие флексурные перегибы с амплитудой до 50 м.
Аналогичное нарушение имеется и по северному борту Сипского под-
нятия. Таким образом, его новейшая структура имеет характер горста.
На юго-западе Гукасянская впадина углубляется, расширяется и сли-
вается с Ленинаканской и покров базальтов погружается под толщи
озерно-аллювиальных осадков.
Ленинаканская впадина представляет собою одну из наи-
более значительных внутригорных впадин Малого Кавказа; в пределы
СССР входит лишь ее восточная половина. Впадина имеет почти изо-
метричную форму. С севера, со стороны Ширакского поднятия она ог-
раничена длительно развивавшимся флексурообразным изгибом в нео-
геновых и четвертичных толщах, возможно, отвечающим глубокому
разлому в домезозойском фундаменте. Флексура хорошо выражена
в залегании миоплиоценовой вулканогенно-осадочной толщи, которая
на южном склоне Ширакского хребта под углами до нескольких десят-
ков градусов падает к югу, погружаясь под озерно-аллювиальные тол-
щи, выполняющие Ленинаканскую впадину. Первая фаза этой дефор-
мации имела место в плиоцене, а вторая — в самом конце плиоцена (?)
или в антропогене, о чем говорит довольно крутой наклон (под углом
до 8—10°) к югу нижнечетвертичных или верхнеплиоценовых галечни-
18 0731
273
ков, налегающих с размывом на миоплиоценовую туфогенную толщу
северного борта Ленинаканской котловины, между ст. Джаджур и Ор-
такилиса. Верхний предел времени деформации галечников определяет-
ся находкой на их размытой поверхности каменных орудий премустьер-
ского возраста (Асланян, 1956).
На востоке миоплиоценовая вулканическая толща, слагающая по-
перечную перемычку Джаджурского перевала, круто погружается к за-
паду под более молодые отложения, выполняющие Ленинаканскую
впадину. Возможно, что эта меридиональная флексура также контроли-
руется разломом. Южнее, под лавами четвертичного (?) вулкана Гол-
гат точную границу Ленинаканской впадины провести затруднительно.
На юго-востоке, в районе пос. Артик, впадина переходит в северо-за-
падное крыло Арагацкого щитового поднятия. Недостаточно определен-
ная и южная граница впадины; по-видимому, лишь слабовыраженная,
хотя и широкая седловина в районе ст. Ани-Мастара отделяет ее от
Араратской впадины.
Фундамент Ленинаканской впадины образуют сложно дислоциро-
ванные вулканогенно-осадочные толщи верхнего мела и эоцена, а в ее
южной части — может быть и метаморфические толщи палеозоя; в цент-
ре впадины возможно присутствие олигоценовых и миоценовых отложе-
ний Ереванского или Амасийского типа. Кровля фундамента в цент-
ральной части впадины залегает, по-видимому, на отметках ниже
+ 100 м; во всяком случае, скважины, пробуренные в районе г. Лени-
накан, пройдя 300 м по четвертичным и верхнеплиоценовым озерным
и аллювиальным, частично туфогенным, осадкам, лишь на отметках
около + 1200—1250 м достигают миоплиоценовой вулканогенно-обло-
мочной толщи, мощность которой составляет не менее 200—300 м.
Центральная часть впадины находится, вероятно, южнее или юго-запад-
нее г. Ленинакана. Выполняющие ее плиоценовые и четвертичные осад-
ки, заключающие прослои лав, залегают почти горизонтально. На севере
и на востоке они выклиниваются, а на юге — частично замещаются
эффузивами западного склона Арагаца. Наиболее ранняя фаза форми-
рования впадины падает на сармат или миоплиоцен, когда накаплива-
лась вулканогенно-обломочная толща; развитие впадины продолжалось
в течение позднего плиоцена и нижнего плейстоцена, когда в ее преде-
лах существовал озерный водоем, где отлагались глинисто-диатомитовые
и туфогенные осадки. Этот водоем, судя по строению разреза, неодно-
кратно изменял свой режим и площадь и был окончательно спущен
в нижнем или начале среднего (?) плейстоцена, после чего толща озер-
ных и перекрывающих их аллювиальных отложений была глубоко (на
100 .м), а в северной части котловины даже больше чем на 150 м про-
резана р. Ахуряном, превратившись в ее верхнюю аккумулятивную тер-
расу. В последующее время поверхность террасы испытала лишь общий
очень пологий наклон к югу (около 150 м на расстоянии в 30 км) и бы-
ла перекрыта маломощным плащом средне- (?) плейстоценовых туфов.
Памбакский участок. К востоку от Ленинаканской впадины, между
Джаджурским перевалом и оз. Севан расположен один из наиболее
приподнятых участков Севанской зоны. В его новейшей структуре вы-
деляются Два линейных поднятия — Базумско-Халабское на севере и Пам-
бакское на юге и зоны разделяющих и обрамляющих впадин. Основание
этих структур образуют вулканогенные толщи эоцена, а в зонах под-
нятий — также меловые отложения. На севере, на границе с припод-
нятым южным краем Сомхетской моноклинальной подзоны протяги-
вается Дорийский прогиб, принадлежащий к той же полосе мел-
ких впадин, что и Верхнеахурянская. В восточной своей части, между
селами Туманян и Степанаван он имеет характер неглубокой и узкой
депрессии, к которой приурочена древняя продольная долина р. Дзо-
рагет, Выполненная верхнеплиоценовымп базальтами. К западу от
274
Степанавана депрессия значительно расширяется (до 20—25 км), углуб-
ляется и приобретает северо-западное простирание, а затем снова су-
живается и замыкается в верховьях р. Карабулах. На этом участке
юго-западное обрамление прогиба образует уже меридиональное сводовое
поднятие Мокрых гор, входящее в Ахалкалакское вулканическое на-
горье. Строение Лорийской впадины известно пока очень мало, так как
бурение здесь не проводилось. Ее выполняют верхнеплиоценовые вул-
каногенно-осадочные толщи, мощность которых может достигать не-
скольких сотен метров. На южном борту впадины, западнее г. Степа-
наван плиоценовые эффузивы падают в сторону ее оси, т. е. на северо-
северо-восток под углами 10—20°. На ее западном борту в сторону
впадины полого опускаются плиоценовые лавы Мокрых гор.
Неясно, имеет ли место на северо-восточном крыле впадины посте-
пенное погружение эоценового субстрата Калининского синклинория
под верхнеплиоценовые базальты и прослаивающие их континентальные
осадки, или же по границе впадины и Сомхетской зоны проходят сбро-
сы, одновозрастные излияниям верхнеплиоценовых базальтов и погре-
бенные под их верхними горизонтами. Несомненно, однако, что Лорий-
ская котловина представляет замкнутую тектоническую депрессию, ибо,
если допустить ее эрозионное происхождение, осталось бы совершенно
необъяснимым огромное расширение долины р. Дзорагет в ее верховьях,
тогда как ниже по течению она превращается (на тех же абсолютных
отметках) в узкое эрозионное ущелье. Извилистый контур северо-вос-
точной границы распространения лав и перекрывающих их четвертичных
осадков имеет чисто эрозионный характер и связан с заполнением эро-
зионных ложбин в условиях существования расчлененного рельефа юго-
западного склона Сомхетского хребта и тектонической и лавовой под-
пруды долины пра-Дзыкнагет.
К югу от Лорийской впадины протягивается на НО—120 км линей-
ное Базумско-Халабское поднятие, выраженное рядом суб-
широтных хребтов, несущих остатки нескольких денудационных по-
верхностей. На меридиане Джаджурского перевала поднятие пересе-
кается зоной поперечного меридионального перегиба, которая
продолжается далее на север в виде поднятия Мокрых гор и на юг —
в виде Джаджурской перемычки и служит важным водоразделом между
бассейнами р. Ахуряна на западе и Памбака — Дебеда и Касаха на вос-
токе. К востоку от зоны поперечного перегиба амплитуда новейшего
воздымания Базумского поднятия возрастает более чем на 500 м и до-
стигает 2750 м. К югу от него протягивается небольшое Ширакское
поднятие с амплитудой воздыманий до 2250 м. Разделяющая их широ-
кая продольная долина р. Чичхан отвечает небольшому прогибу с ши-
роким развитием аллювиальных четвертичных образований, слагающих
террасы, и местами — плиоценовых (?) или миоценовых озерных осад-
ков, уцелевших в мелких тектонических впадинах (Джаджурское лигни-
товое месторождение). Чичханская впадина замыкается на западе в рай-
оне упомянутого поперечного антиклинального перегиба, а на востоке —-
у поворота р. Чичхан к югу, где последняя пропиливает поднятие
Ширакского хребта узким и глубоким антецедентным ущельем. Базум-
ское поднятие в своей наиболее приподнятой части наследует одноимен-
ный антиклинорий. Его ядро, сложенное меловыми отложениями, вы-
ступает на северном склоне Базумского хребта. Восточный участок Ба-
зумского поднятия — между Пушкинским перевалом и поперечным
ущельем р. Памбак — отличается меньшей амплитудой новейших под-
нятий (2000—2500 jw). Таким образом, поперечный участок долины
р. Памбак приурочен к отрицательной ундуляции шарнира Базумско-
Халабского поднятия. Судя по строению узкого антецедентного (?)
ущелья р. Памбак, интенсивное воздымание происходило здесь вплоть
до конца антропогена. В Халабском хребте амплитуда воздымания
18*
275
вновь возрастает до 2500—2750 м. Поднятие имеет здесь несколько от-
клоняющееся к восток-северо-востоку простирание; оно затухает восточ-
нее меридиана г. Дилижан.
Следующее поднятие — Арегунийское — кулисно подставляет
Халабское; оно наиболее значительно (до 2500 м) в северо-западной
части, к востоку же несколько понижается. Между ними в районе Дили-
жана намечается депрессия, унаследованная от олигоценовой остаточной
впадины. Она выражена в расширении долины р. Агстев и широком
развитии ряда плиоценовых и четвертичных террас.
Северные крылья Базумско-Халабского и Арегунийского поднятий
довольно пологи, южные — более круты и осложнены разломами, от-
деляющими их от системы Памбакских впадин. В целом, таким образом,
Базумско-Халабская зона представляет линейное, асимметричное сводо-
во-глыбовое поднятие, состоящее из нескольких разделенных неглубокими
депрессиями различно сочетающихся частных поднятий.
Система Памбакских впадин, разделяющих Базумско-
Халабское и Памбакское поднятия, служит связующим звеном между
Ленинаканской и Севанской впадиной. Она состоит из четырех неболь-
ших узких грабенов и грабен-синклиналей длиной 10—15 км и шириной
2—3 км, «нанизанных» на общую ось общей длиной около 90 км. Друг
от друга и от упомянутых больших впадин они отделены пятью попе-
речными перемычками. По амплитуде абсолютного поднятия последние
почти везде значительно уступают Памбакскому и Базумскому подня-
тиям и могут рассматриваться, как несколько приподнятые участки
единой зоны опускания, представляющей сложно построенный узкий
длинный грабен. Сбросовый характер наиболее убедительно может быть
обоснован для северного борта Памбакской депрессии, в ряде мест
(например, у г. Кировакана, сел. Гамзачиман и др.) выраженного очень
крутыми склонами с прямолинейными или угловатыми в плане очер-
таниями. К югу от линии предполагаемого сброса, в районе г. Кирова-
кана долина р. Памбак является сильно переуглубленной (мощность
рыхлых накоплений ниже русла по данным бурения составляет не менее
150 м), а непосредственно севернее ее р. Памбак пропиливает в корен-
ных эоценовых породах узкое, глубокое ущелье. Южный борт Памбак-
ской депрессии в ее восточной части также имеет очень крутой, сбросо-
вый характер, а в западной — более полог и, возможно, представляет
флексуру, доходящую на западе до Джаджурской перемычки, которая
ограничивает Памбакскую депрессию с запада.
Джаджурское поперечное поднятие представляет собою меридио-
нальный горст шириной в 3—4 км. Он сложен породами эоцена, несог-
ласно перекрытыми миоплиоценовой вулканической толщей, подошва
которой полого наклонена к западу. Относительно Ширакского поднятия
Джаджурский блок опущен, по-видимому, по молодому широтному раз-
лому или флексуре на несколько сотен метров, а с расположенной юж-
нее западной частью Памбакского поднятия, представляет тектонически
единое целое. Следы древней широтной долины с остатками аллювия
на поверхности Джаджурской перемычки указывают на существование
в плиоцене древней продольной долины, связывавшей Ленинаканскую
и Памбакскую депрессии. Позднее она была разорвана поперечным
поднятием Джаджурского блока относительной амплитудой не менее
250—300 м.
Верхнепамбакская впадина является самой глубокой и интенсивно
погружающейся в настоящее время депрессией во всей системе Пам-
бакских впадин. В рельефе она выражена широкой аккумулятивной
равниной верховьев р. Памбак, резко сменяющей к востоку поперечный
выступ Джаджурской гряды (см. рис. 53). Как и Ленинаканская, эта
равнина заметно наклонена к югу, и ось впадины проходит вдоль ее
южного края, к которому прижато русло р. Памбак. Южное крыло
276
впадины в антропогене
сместилось в зону север-
ного склона Памбакского
хребта, расчлененного ши-
рокими переуглубленны-
ми долинами правых при-
токов р. Памбак. Наибо-
лее опущена западная
часть Верхнепамбакской
впадины, где все дно кот-
ловины представляет
очень широкую пойму (на
севере перекрытую про-
лювиально-делювиальным
плащом), по которой меан-
дрирует р. Памбак. Мощ-
ность выполняющих дни-
ще впадины плиоцен-ан-
тропогеновых аллювиаль-
но-озерных осадков, не-
сомненно, превышает
100 м\ ниже, по-видимо-
му, погребена миоплиоце-
новая вулканогенная тол-
ща, выступающая в Джа-
джурской перемычке. В
восточной половине впа-
дины, восточнее сел. Пар-
би, с конца плейстоцена
происходит слабое возды-
мание ее шарнира, вслед-
ствие чего аккумулятив-
ная равнина расщепляет-
ся на пойму и несколько
аккумулятивных надпой-
менных террас, относи-
тельная высота которых
быстро возрастает к вос-
току. Верхняя из террас
у восточного края впади-
ны, западнее устья р. Чич-
хан поднимается до высо-
ты 30 м и становится цо-
кольной. Ее маломощный
аллювий несогласно ло-
жится здесь на средне-
плейстоценовую (?) ту-
фо-осадочную толщу, мо-
ноклинальное падение ко-
торой к юго-западу под
углами 7—10°, осложнен-
ное рядом мелких сбро-
сов по 2—5 м, указывает
на замыкание Верхнепам-
бакской впадины. Анализ
условий залегания этой
толщи, и в частности, про-
слаивающих ее двух вы-
277
держанных горизонтов игнимбритовых туфов, разделенных пачкой аллю-
виально-озерных отложений в несколько десятков метров мощностью,
является основным методом расшифровки новейшей тектоники восточ-
ной части Памбакской впадины вплоть до г. Кировакана (Милановский,
1956; Мкртчян, 1956).
Гюллиджинское поперечное поднятие, сменяющее по простиранию
Верхнепамбакскую впадину, имеет характер асимметричного горста
шириной около 5 км. Это выступ складчатого эоценового субстрата,
ограниченный на западе несколькими ступенчатыми сбросами и флексу-
рами северо-западного, а на востоке — сбросом северо-восточного про-
стирания. В районе устья р. Чичхан аллювиально-озерно-туфовая толща
испытывает флексурообразный изгиб, благодаря чему оба туфовых го-
ризонта последовательно выходят из-под уровня реки на поверхность;
верхний из них на левом (восточном) берегу р. Чичхан поднимается
уже на высоту до 40—50 м, а поверхность террасы, слагаемой этой
толщей — до 50—60 м. В нескольких сотнях метров восточнее, последняя
по сбросу северо-западного простирания поднимается еще метров на 50,
и относительная высота кровли верхнего туфового горизонта возра-
стает таким образом до 100 м (к северо-западу сброс превращается
в пологую флексуру). К востоку от сброса в осевой части долины Пам-
бака, пересекающей поднятие, впервые появляется цоколь из эоценовых
пород субстрата высотой не менее 40—50 м. Выше лежат остатки плио-
ценовой (?) известняково-брекчиевой толщи, с размывом перекрытой
плейстоценовой туфо-осадочной толщей. Высота кровли верхнего туфо-
вого горизонта к востоку очень слабо увеличивается (от 100 до ПО—
120 м); кровля нижнего горизонта проходит в 20—30 м ниже.
На востоке Гюллиджинский горст ограничен сбросом северо-восточ-
ного простирания. Амплитуда его по данным бурения в сел. Спитак со-
ставляет по верхнему туфовому горизонту около 100—ПО м, по ниж-
нему— около 120—130 м. а по подошве аккумулятивной толщи — более
140—150 м. Таким образом устанавливается длительное развитие Спи-
такского сброса, а следовательно, и Гюллиджинского поднятия на протя-
жении значительной части плейстоцена. Однако в конце плейстоцена
активность его затухает: терраса, появившаяся в восточной части Верхне-
памбакской впадины и достигшая у ее восточного края высоты 25—30 м,
сохраняет эту высоту в пределах всего Гюллиджинского поднятия и
Среднепамбакской впадины. Но в первом она имеет эрозионный характер
и выработана в породах эоцена, во второй же является цокольной и вре-
зана в разные горизонты туфо-осадочной плейстоценовой толщи.
Среднепамбакская впадина (около 10 км в длину) построена, как
и Верхнепамбакская, асимметрично. В ее западной части шарнир отно-
сительно опущен, а к востоку постепенно возцымается, что выражено
в подъеме туфо-осадочной толщи на 45—70 м (по разным ее горизон-
там), а также в воздымании древних террасовых уровней. Нижний ту-
фовый горизонт залегает у сел. Спитак на глубине от — 55 до — 58 м
ниже дна долины, а в Арчутском поперечном поднятии, ограничивающем
впадину с востока — на высоте + 10 + 20 м (амплитуда движений 70—
75 м). Верхний горизонт залегает соответственно на высотах от
0----h 10 м до + 45 + 55 м (амплитуда движений около 45 ж), а кровля
туфо-осадочной толщи колеблется от + 30 до + 70 + 80 м. В аккуму-
лятивную террасу высотой в 70—80 м в районе Арчутского поднятия вре-
заны цокольные террасы высотой около 50—60 м и 25—30 м, которые
западнее, у сел. Спитак сливаются в единую 30-метровую террасу. Де-
формация туфо-осадочной толщи в верхнем плейстоцене имела характер
пологого поперечного антиклинального изгиба (с углами наклона не бо-
лее 1°). Вследствие меньшей амплитуды поднятия эоценовый субстрат
в основании этой толщи здесь не вскрыт, как в Гюллиджинском горсте.
278
Более ранняя — плиоценовая фаза развития Арчутского поперечного
поднятия устанавливается по наличию на правом склоне долины р. Пам-
бак южнее р. Арчут узкого меридионального выступа эоценового суб-
страта относительной высотой в 130—200 м несогласно перекрытого
маломощным покровом миоплиоценовых (?) андезитов. На северо-за-
падном конце выступа те же андезиты опущены по сбросу на 120—
150 м. По-видимому, этот выступ представляет узкий поперечный горст,
по своему строению близкий к Джаджурскому. К северу от р. Памбак
продолжение Аргутского выступа субстрата было глубоко размыто еще
до начала формирования туфо-осадочной толщи.
Следующая к востоку Кироваканская (или Нижнепамбакская) впа-
дина в продольном сечении представляет зеркальное отражение Сред-
непамбакской: туфо-осадочная толща по мере движения к востоку здесь
погружается, и под уровень реки последовательно скрываются как ниж-
ний, так и верхний туфовые горизонты; продолжение его на северо-за-
падной окраине г. Кировакана подсечено скважиной на глубинах 16,7 —
23,8 м. Высокие террасы, сложенные туфо-осадочной толщей, к г. Ки-
ровакану также погружаются, и прослеживаются лишь наложенные на
нее низкие недеформированные аккумулятивные террасы высотой 15 м
и ниже. Мощность аккумулятивных образований, выполняющих долину
р. Памбак у г. Кировакана превышает 145 м (субстрат бурением не был
достигнут); большая часть их представлена озерными глинами (от
— 41 до— 115 м) и песками (от— 115 до 145 м) * более древними, чем
туфо-осадочная толща. На восточной окраине г. Кировакана впадина
замыкается и на ее простирании на поверхность выступает толща мио-
плиоценовых (?) андезитов, которая западнее по меридиональному
сбросу или флексуре опускается под аллювий р. Памбак. В плане Ки-
роваканская впадина состоит из двух расширенных участков, разделен-
ных суженным участком у восточной окраины сел. Жданова, где ее
ширина не превышает 1 км. Вдоль очень крутого, местами почти отвес-
ного северного борта восточной части впадины, несомненно, проходит
молодой разлом с амплитудой более 350 м. К северу от него р. Памбак
пропиливает узкое эрозионное ущелье, в котором уклон реки возрастает
во много раз.
Центры извержения плейстоценовых туфов, заполняющих Памбак-
ские впадины, пока не найдены. Однако широкая распространенность
туфовых горизонтов на протяжении нескольких десятков километров
с сохранением специфических особенностей строения каждого из них,
позволяет предполагать (К. Г. Ширинян), что существовал не один,
а целая зона одновременно действовавших центров, вытянутая в ши-
ротном направлении вдоль Памбакских впадин и, очевидно, связанная
с одной или несколькими глубокими трещинами. Это предположение
согласуется с представлением о наличии продольных разломов вдоль
бортов Памбакской депрессии. Один из главных центров извержений,
судя по увеличению мощности и сложности строения туфовых горизон-
тов и появлению дополнительных более молодых их прослоев, можно
предполагать в районе сел. Дарпас в Кироваканской впадине.
Восточная часть Памбакской системы впадин — от г. Кировакана
до оз. Севан — существенно отличается от западной более приподнятым
положением эоценового днища депрессионной зоны: до 1500—2200 м
против 1100—1700 м в западной части зоны. В целом восточная часть
зоны представляет узкий и длинный грабен, хорошо выраженный в со-
временном рельефе. В нем выделяются три поперечных сегмента: Тан-
зутский (асимметричное поперечное поднятие), Гамзачиманский (впа-
дина) и Семеновский (поперечное поднятие).
* Интересно отметить, что к нижней пачке песков приурочен горизонт напорных
сильно минерализованных вод, содержащих свободную углекислоту.
279
Танзутский участок грабена наиболее расширен в средней части
(до 3—3,5 км) и сужен в юго-восточной (до 0,5 км) и северо-западной.
Поверхность днища грабена сильно перекошена: она наиболее припод-
нята в юго-восточной части Танзутского участка (1750—1800 м) и до-
вольно круто понижается к северо-западу до 1500—1300 м (на расстоя-
нии в 6 км), а затем даже до 1150—1100 м при переходе (по попереч-
ному сбросу) к Кироваканской впадине. Особенно резкое понижение
поверхности эоценового субстрата происходит на меридиане Ягублу —
Варданлу (около 400 м на расстоянии 2 км)\ здесь также возможно
наличие меридиональных поперечных сбросов. Строение субстрата за-
маскировано здесь полями андезитов, по-видимому, представляющими
остатки миоплиоценового лавового покрова, сохранившиеся от размыва
в пределах грабена.
Описанный участок сменяется к юго-востоку слабо выраженной
Гамзачиманской впадиной, расположенной между селениями Лермон-
тове и Фиолетово. Фундамент ее опущен относительно смежных попе-
речных поднятий, по-видимому, на 100—150 м. Впадина имеет продол-
говатую форму, сильно сужена (до 0.5 км) на своих окончаниях и рас-
ширяется в средней части до 2—3 км. С северо-востока ее ограничивает
прямолинейный молодой разлом, предполагаемый в основании очень
крутого южного склона Халабского хребта; более плавное сочленение
впадины с ограничивающим ее с юга Памбакским поднятием, возможно,
обусловлено изгибом субстрата, хотя и осложненным сбросовыми нару-
шениями. Центральную часть впадины занимает аккумулятивная рав-
нина верховьев р. Агстева, обладающей ничтожным уклоном (менее
10 м/км) и меандрирующей среди очень широкой (до 1—1,5 км) забо-
лоченной поймы. Долина р. Агстева здесь явно переуглублена и запол-
нена толщей аллювиальных и озерно-болотных осадков мощностью у сел.
Гамзачиман до 140 м (устное сообщение К. А. Мкртчана), что связано
с подпруживанием ее растущим поднятием на более восточном участке.
Днище впадины, по-видимому, несколько наклонено к югу, с чем связа-
но оттеснение р. Агстев к южному борту впадины и появление вдоль ее
северного борта нескольких эрозионных и цокольных террас.
К востоку от сел. Фиолетово расположен самый Восточный сегмент
Памбакской депрессионной зоны — Семеновский. Здесь поверхность
эоценового фундамента вновь относительно поднимается, а амплитуда
смещений по краевым сбросам уменьшается, возможно, почти до нуля
в районе Семеновского или Севанского перевала. К юго-востоку от него
вновь поверхность днища Памбакской депрессии начинает понижаться,
и мы переходим в Цовагюхский грабен, представляющий северную часть
Севанской впадины.
Остановимся на соотношениях новейшей структуры Памбакской
системы впадин с донеогеновым структурным планом. Западная часть
этой зоны в общих чертах наследует структуру Памбакского синкли-
нория, расположенного между Базумским и Памбакским антиклино-
риями, в ядрах которых выходят меловые, а в Памбакском — и палео-
зойские породы. В деталях в ряде случаев наблюдается наложение
частных новейших структур на более древние складки фундамента.
В восточной части зоны унаследованность проявляется лишь в прибли-
зительном совпадении простирания новейших разломов и древних
складчатых структур, формы же их совершенно не наследуются. Так,
самый восточный участок Памбакской зоны впадин — Цовагюх-Семе-
новский — представляет грабен, наложенный на антиклиналь, в ядре
которой вскрываются известняки верхнего мела.
Памбакское поднятие представляет линейное сводово-глы-
бовое сооружение, вытянутое с запад-северо-запада на восток-юго-вос-
ток почти на 100 км. С севера его ограничивает цепочка Памбакских
280
грабенов; на западе меридиональный разлом отделяет его от Ленина-
канской впадины, на востоке оно вдается в виде Цамакабердского гор-
ста в пределы впадины Малого Севана и здесь круто погружается
к юго-востоку. С юга к Памбакскому поднятию примыкают отделенные
от него молодыми разломами относительно пониженные участки Цент-
рально-Армянской вулканической зоны и Верхнеразданская впадина.
Таким образом, почти со всех сторон Памбакское поднятие ограничено
установленными или предполагаемыми молодыми разломами; внутри
его наблюдаются признаки пологих новейших короблений. Наиболее
приподнята (до 2500—2700 м) средняя часть этой структуры между ме-
ридианами селений Спитак и Фиолетово, где обнажаются мел, а также
кислые и щелочные интрузии. К востоку амплитуда новейших поднятий
снижается до 2100—2300 м, а к западу — до 2 км. Новейшие деформа-
ции в западной части поднятия и местами на его крыльях фиксируются
по залеганию останцов миоплиоценовой вулканогенной толщи, брони-
рующей тортон-сарматскую денудационную поверхность. Фрагменты по-
следней сохранились на ряде участков Памбакского хребта, например,
в самой восточной его части к северо-западу от оз. Севан.
Дифференцированное поднятие в западной части Памбакского хреб-
та, обусловившее образование глубокорасчлененного эрозионного релье-
фа, в основном происходило в плиоцене. В четвертичное же время эта
часть хребта и в особенности широкая зона его северного склона испы-
тала относительное опускание вместе с прилегающей с севера Верхне-
памбакской впадиной, вследствие чего долины правых притоков р. Пам-
бак, прорезающие северный склон Памбакского хребта, были подпру-
жены, заполнены толщами аллювиально-пролювиальных образований
(в низовьях мощностью свыше 100 м) и превращены в широкие (1—
2 км) равнины, сливающиеся с аккумулятивной равниной верховьев
р. Памбак.
В восточной части Памбакского поднятия на его северном крыле
в районе верховьев правых притоков р. Дзыкнагет в антропогене раз-
вивается небольшая впадина, пространственно совпадающая и, возмож-
но, унаследованная от синклинали в эоценовых отложениях; о развитии
этой современной тектонической депрессии позволяет судить тот факт,
что в своих нижних отрезках поперечные долины трех притоков р. Дзык-
нагет характеризуются узким V-образным поперечным профилем
и очень крутым падением (свыше 60 м/км), а верховья долин подпру-
жены, и их днища представляют плоские и широкие (до 0,5—-1 км) за-
болоченные поймы и самые низкие аккумулятивные террасы, где речки
меандрируют и обладают ничтожным падением (1—2 м/км). Мощность
аккумулятивных образований в этих котловинках достигает, видимо,
многих десятков или даже сотен метров. Реликты основной денудаци-
онной поверхности Памбакского хребта на этом участке также обрисо-
вывают относительную депрессию.
Севанский участок, Ц юго-востоку от относительно приподнятого
Памбакского сегмента расположен наиболее опущенный Севанский сег-
мент. В нем различаются приподнятая северная часть и глубоко опу-
щенная южная (Севанская впадина); они разделены крупнейшим мо-
лодым разломом.
Северная часть представляет продолжение Базумско-Халаб-
ской полосы поднятий, которая на этом участке характеризуется менее
значительными воздыманиями. С севера ее обрамляет Мургузское под-
нятие. К югу от него расположен довольно узкий, относительно слабо
выраженный унаследованный прогиб запад-северо-западного простира-
ния, к которому приурочена продольная долина р. Гетик. Наиболее
опущена его юго-восточная часть — Красносельская впадина, неболь-
шая плоская брахисинклиналь, дно которой выполнено маломощными
аллювиальными отложениями плиоценового (?) — нижнечетвертичного
281
возраста. Амплитуда абсолютного новейшего поднятия в Красносель-
ской впадине — менее 2 км. Поперечная перемычка в районе Башкенд-
ского перевала отделяет ее от находящейся на ее юго-восточном про-
должении Башкендской впадины Муровдаг-Карабахской подзоны.
Таким образом, здесь мы снова встречаемся с характерным для «стиля»
новейшей и древнейшей тектоники Малого Кавказа явлением взаимо-
проникновения структур смежных крупных тектонических зон, которое
связано с кулисообразным расположением частных структурных элемен-
тов. Юго-западнее Красносельской впадины расположено небольшое
Кирикитидагское поднятие (новейшее воздымание до 2250—2500 At); оно
может считаться продолжением Шахдагского, но отделено от него по-
перечной седловиной.
К юго-западу от Кирикитидагского поднятия прослеживается узкий
Акбулахский прогиб, наиболее отчетливо выраженный в своей юго-вос-
точной части в верховьях рек Тохлуджа и Акбулах, впадающих в оз.
Севан. В своих верховьях эти речки текут в широких, разработанных,
даже дряхлых долинах. Так, в верховьях р. Акбулах, на участке дли-
ной в 4 км (без учета меандр) падение составляет всего 40 м (5—
10 м/км), и речка извивается среди плоской заболоченной поймы, а не-
посредственно ниже по течению (протекая в аналогичных породах
эоцена) она пропиливает хр. Арегуни узким и глубоким V-образным
ущельем. Здесь падение русла возрастает до 100 м на расстоянии
в 2 км (50 м/км), т. е. не менее чем в 5—10 раз. Аналогичная картина
наблюдается в долине р. Тохлуджа. Таким образом, эта небольшая тек-
тоническая депрессия развивается до современности.
От Севанской впадины ее отделяет Арегунийское линейное подня-
тие, резко асимметричное в поперечном сечении. Северо-восточное кры-
ло его пологое. В сводовой полосе, т. е. в водораздельной зоне хр. Аре-
гуни, на которой в виде узкой полоски сохранилась миоценовая выров-
ненная поверхность, амплитуда новейшего воздымания составляет
свыше 2500 м в северо-западной части поднятия (юго-восточнее курорта
Дилижан), а к юго-востоку постепенно снижается до 2300—2200 м,
близ сел. Шоржа, после чего вновь резко возрастает при переходе
к Шахдагскому поднятию. Следовательно, все продольные тектониче-
ские элементы северной части Севанского сегмента испытывают к вос-
току заметное поперечное погружение, ось которого проходит в юго-
юго-западном направлении по линии селений Красносельск — Акбу-
лах — Шоржа. С юго-запада Арегунийское поднятие обрезано крупней-
шим молодым разломом — Арегунийским сбросом, отделяющим его от
Севанской впадины. Поэтому в целом Арегунийское поднятие можно
рассматривать как односторонний горст с «задранным» по разлому
южным краем. Этот неотектонический элемент представляет явное ново-
образование, развившееся на северо-восточном крыле крупной Дзыкна-
гетской донеогеновой антиклинали вследствие обрушения ее сводовой
части.
Севанская впадина представляет наиболее крупную и слож-
но построенную из новейших депрессий, осложняющих структуру осевой
части сводово-глыбового сооружения Малого Кавказа. Это сравнитель-
но пологая, в основе своей — брахисинклиналь (мульда) груботреуголь-
ной формы, местами ограниченная и осложненная молодыми разломами.
В целом она унаследована от Севанского геосинклинального прогиба
верхнемелового — эоценового времени, в пределах которого, после глав-
ной складчатости, происходившей в конце эоцена — начале олигоцена,
в течение олигоцена и миоцена продолжал существовать остаточный
прогиб. Это доказывается наличием вулканогенно-осадочных образова-
ний олигоцена — нижнего миоцена в юго-восточной части впадины (юго-
восточнее Басаргечара) и верхнемиоценовых морских и лагунных осад-
ков, установленных автором на западном побережье Севана у сел.
282
Арцвакар (Милановский, 1952). Позднее присутствие сарматских от-
ложений мощностью свыше 500—600 м подтвердилось бурением на юго-
западном побережье озера, близ селений Браное и Арцвакар. В тече-
ние мэотиса, плиоцена и антропогена в центральной части продолжав-
шей прогибаться Севанской впадины существовало озеро, размеры кото-
рого неоднократно изменялись (вплоть до полного или почти полного
его осушения, например, в плейстоцене). Мощность послесарматских
озерных и фациально связанных с ними осадочных и вулканогенных
образований на западном крыле впадины, в пределах Арцвакарской
антиклинали, где разрез сильно сокращен — составляет около 300 м,
а в центральной ее части может достигать 500, а может быть и 1000 м.
Скважины, пробуренные на западном и юго-восточном побережьях озе-
ра. были остановлены на глубинах 200—260 м в плиоценовых образо-
ваниях. Таким образом, абсолютные отметки домэотического днища
впадины в ее центральных частях не превышают 1000—1500 м, а глубина
его погружения относительно смежных поднятии измеряется 1,5—2 км.
Севанская впадина распадается на три впадины второго порядка —
Верхнеразданскую Малого Севана и Большого Севана. Эти частные
впадины нанизаны на единую ось, образующую некоторый угол с общим
простиранием Севанской зоны, и разделены узкими поперечными текто-
ническими перемычками — Чирчирской и Надеждинской.
Самую западную ее часть образует Верхнеразданская брахи-
синклинальная впадина. С расположенным севернее Памбакским подня-
тием она связана флексурой, которая устанавливается на северном борту
впадины по наклону к югу (до 10—15°) вулканогенообломочной плио-
ценовой толщи, погружающейся под четвертичные лавы. У сел. Додма-
шен структуру северного крыла впадины осложняет пологая поперечная
антиклинальная перемычка, выраженная в залегании вулканогенно-об-
ломочной плиоценовой толщи (углы падения до 20—25°). Рост ее про-
должается до современности, так как ниже и выше нее р. Раздан течет
со слабым уклоном по широкой аккумулятивной равнине, а пересекая
перемычку, у сел. Додмашен — врезается в плиоценовую толщу корот-
ким, но узким ущельем, образуя довольно крутой изгиб продольного
профиля (40 л на 1,5 км). С запада впадину ограничивает относитель-
но пологое (7—12°) крыло Цахкуняцкого поднятия, осложненное кру-
тым разломом, видимо активным до настоящего времени. Он проходит
вдоль долины р. Мармарика, где к нему приурочен ряд минеральных
источников, а далее к юго-востоку вместе с параллельным ему разломом,
проходящим несколько юго-западнее, ограничивает узкое горстообраз-
ное Ахтинское поднятие, в основном сложенное метаморфическим па-
леозоем, которое отделяет Верхнеразданскую впадину от Среднераз-
данской. Абсолютное новейшее поднятие Ахтинского горста, судя по
останцам конкских и верхнемиоценовых (?) прибрежно-морских отло-
жений на его уплощенной поверхности составляет 1850—2000 м. Рост
его способствовал подпруживанию верховьев р. Раздана и низовьев
р. Мармарика и накоплению в них рыхлых отложений, мощность кото-
рых по данным бурения в нижнем течении долины р. Мармарика пре-
вышает 150 м (устное сообщение К- А. Мкртчана). Строение южного
крыла Верхнеразданской впадины, покрытого четвертичными лавами
Гегамского нагорья — недостаточно ясно. Дно ее заполнено плиоцено-
выми и четвертичными вулканогенно-осадочными образованиями мощ-
ностью до нескольких сотен метров и частично новейшим аллювием
р. Раздана. Абсолютные отметки домэотического субстрата в централь-
ной части впадины, видимо, близки к 1500 м.
От впадины Малого Севана Верхнеразданскую впадину отделяет
Чирчирская поперечная перемычка; существование ее как полупогре-
бенной формы древнего рельефа установил С. С. Кузнецов, а ее роль,
как неотектонической структуры, предположительно наметил Л. А. Вар-
283
данянц (1948). По нашим наблюдениям она представляет узкое (1 —
2 км) меридионально вытянутое, вероятно, глыбовое поднятие эоценово-
го складчатого субстрата, которое облекается сильно дислоцированны-
ми плиоценовыми туфогенно-осадочными образованиями, слагающими
коробчатую антиклиналь с падением на крыльях до 40°; выше резко
несогласно залегают верхнеплиоценовые (?) лавы, обрисовывающие
очень пологий меридиональный свод. Пропиливая растущую Чирчирскую
перемычку в ее северной части, р. Раздан образовала в ней узкое эро-
зионное ущелье с очень крутым падением русла (50 м на расстоянии
0,5 км) и даже водопадом *, тогда как ниже и выше по течению долина
становится плоской и несет явные следы подпруживания. Южнее сел.
Варсер (Чпрчир) Чирчирская перемычка выражена пологим широким
валом из верхнеплиоценовых (?) лав, из-под которых у шоссе Ереван —
Севан выступают эрозионные останцы эоценовых отложений и гранитов.
Несколько южнее в погребенном рельефе выступа эоценового субстрата
электроразведкой выявлено пересекающее его заполненное долинообраз-
ное понижение. По-видимому, это древняя (среднеплиоценовая?) погре-
бенная долина р. пра-Раздана, по которой до недавнего времени про-
исходил подлавовый сток Севанских вод к западу. Южнее горы Богу-
даг Чирчирское поднятие пересекается менее древней, врезанной
в верхнеплиоценовые (?) лавы, но также отмершей широкой долиной,
днище которой образует ныне отчетливый пологий сводообразный пере-
гиб. Таким образом, длительный рост Чирчирского поднятия, привед-
ший к разделению Севанской и Верхнеразданской впадин начался в
плиоцене, а именно после или во-время накопления глинисто-туфогенной
плиоценовой толщи, так как последняя налегает у сел. Варсер на хорошо
сохранившуюся кору выветривания по эоценовым породам. Затем по-
следовали пропил перемычки и частичный спуск Севана, излияния
верхнеплиоценовых лав, приведшие к возобновлению запруды, выработ-
ка южной долины в лавах, ее деформация, отмирание и, наконец, вы-
работка современной долины р. Раздана, которая смогла преодолеть
рост Чирчирского поднятия. На южном продолжении Чирчирского под-
нятия и контролирующих его меридиональных разломов расположена
цепь четвертичных вулканических конусов Гегамского нагорья.
Впадина Малого Севана по своим размерам (32X22 км) значитель-
но превосходит Верхнеразданскую. В ее структуре важнейшую роль
играют ограничивающие и рассекающие ее крупные молодые разломы,
что позволяет рассматривать ее в большей степени, чем другие части
Севанской впадины, как сложно построенный грабен, расположенный
между Арегунийским и Гегамским поднятиями. Юго-западную границу
впадины можно предположительно провести по подножию Гегамского
нагорья. Это крыло впадины, по-видимому, рассечено густой сетью раз-
ломов, в целом образующих зону северо-северо-западного простирания,
контролирующую андезитовые извержения Ератумберской группы голо-
ценовых вулканов. Скрытая под водами Малого Севана центральная
часть впадины перекрыта молодыми осадками и, частично, лавами, об-
щей мощностью в несколько сотен метров. Днище ее лежит здесь, по-ви-
димому, не выше 1500 м. В северо-западной части впадины днище воз-
дымается; здесь она отчетливо распадается на три продольных структу-
ры шириной по 4—5 км — две частных впадины, разделенные подня-
тием.
Южная Еленовская впадина — лежит на восточном продолжении
Верхнеразданской, отделяясь от нее поперечной Чирчирской перемычкой.
По данным бурения и геофизических исследований в ее западной части
* Ныне, в связи со спуском озера верховья р. Раздана лишены поверхностного
стока.
284
(юго-западнее г. Севана) ниже новейших аллювиально-озерных, болот-
ных и других осадков, мощность которых у истоков р. Раздана дости-
гает 35—-70 м, и подстилающих их верхнеплиоценовых андезито-базаль-
тов, полого погружающихся к востоку, в сторону озера, залегает мощная
(300—400 м) толща плиоценовых туфогенно-осадочных отложений с по-
кровами основных лав.
На севере Еленовскую впадину сменяет сложенное эоценом Цама-
кабердское поднятие, которое является восточным окончанием Памбак-
ского. С северо-востока оно ограничено сбросом, а с юго-запада —
сбросом или крутой флексурой и представляет, таким образом, горст
или «полугорст» с относительной амплитудой свыше 500 м. Он выражен
в рельефе Цамакабердским полуостровом, на котором на абсолютных
высотах 2380—2300 м и несколько ниже хорошо сохранились реликты
верхнемиоценовой пенепленизированной поверхности. Восточнее мери-
диана пос. Севан Цамакабердское поднятие круто погружается к юго-
востоку.
С этим поднятием сопряжен расположенный севернее Цовагюхский
грабен, служащий восточным продолжением Памбакской системы гра-
бенов. Он наложен на свод крупной Дзыкнагетской антиклинали в верх-
немеловых и эоценовых отложениях. Более опущенный юго-восточный
участок грабена, вливающийся в центральную часть впадины Малого
Севана, выражен в рельефе Цовагюхской бухтой и прилегающей к ней
с северо-запада озерно-аллювиальной равниной. К северо-западу про-
исходит быстрое воздымание днища грабена, сложенного эоценом
и верхним мелом, достигающее максимума в районе Семеновского пе-
ревала. Здесь амплитуда опускания грабена уменьшается до 150—
200 м. Северо-западная часть грабена выражена в рельефе продольной
долиной р. Дзыкнагет с несколькими хорошо выраженными эрозионны-
ми террасами (иногда с остатками галечников), из которых верхняя,
относительной высотой до 200—250 м, совпадает, по-видимому, с опу-
щенной по сбросам региональной поверхностью выравнивания. К юго-
востоку, т. е. вдоль долины р. Дзыкнагет, уровни эрозионных террас
очень круто, под углом до 5—7°, понижаются к Северу на 300—350 м
(от 2250 м — 2200 м до 1950—1900 м) и далее скрываются под новей-
шими осадками и водами озера (см. рис. 54 и 55). Очевидно, что такой
крутой перегиб террас широкой (до 5 к и) хорошо разработанной пло-
скодонной древней долины не может быть первичным и связан с после-
дующей тектонической деформацией.
Вместе с тем, абсолютная высота денудационной поверхности на
хр. Арегуни и юго-восточным отроге Памбакского хребта по обе сторо-
ны от деформированного днища р. Дзыкнагет почти не испытывает из-
менений. Независимость новейших движений Цамакабердского, Цовагюх-
ского и Арегунийского блоков делает неизбежной существование раз-
деляющих их молодых разломов. В пользу их реальности говорит
также необъяснимое с точки зрения чисто эрозионной гипотезы образо-
вания долины р. Дзыкнагет и Цовагюхского залива, наличие у столь
широкой и плоскодонной долины очень крутого (до 30—45°), совершен-
но прямолинейного, высокого (до 500—600 м) и узкого (0,7—1 км) се-
веро-восточного склона и почти такого же юго-западного. Все эти гео-
морфологические особенности рассматриваемого участка позволяют до-
статочно обоснованно устанавливать существование Цовагюхского
грабена *. Амплитуда опускания в Цовагюхском грабене возрастает
к юго-востоку от 150—200 м (у Семеновского перевала), по крайней
мере до 600 м (восточнее полуострова Севан) даже без учета мощности
отложений, выполняющих днище грабена.
* Предположение о Цовагюхском грабене, правда, без развернутой аргументации
впервые высказывали сотрудники Севанской экспедиции АН СССР, в частности
А. А. Турцев.
285
сз
Рис. 54. Геоморфологические профили долины р. Дзыкиагет и ее притоков.
Составил Е. Е. Милановский
А — совмещенные геоморфологические профили правых притоков р. Дзыкиагет
и водоразделов между ними: 1 — продольный профиль верхнего притока;
2— продольный профиль среднего притока; 3—продольный профиль инжиего
притока; 4 — продольный профиль водораздела между верхним и средним
притоками; 5 — продольный профиль водораздела между средним и нижннм
притоками. Точками показаны участки интенсивной современной аккумуляции
аллювия. Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 5:1.
Б — совмещенные продольные профили трех эрозионных террас (2, 3, 4) и
русла р. Дзыкиагет (5) и профиль по водоразделу юго-западного отрога
Памбакского хребта (/). Точками показаны участки современной аккумуля-
ции. Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 10 : 1
Пам ба некий хребет Долина р. Дзыкиагет	Арегунийский хребет
Дзыкнагетская антиклиналь
Цобагюхский грабен
Рис. 55. Блок-диаграмма, показывающая соотношения рельефа и структуры северной
части Севанской впадины. Составил Е. Е. Милановский
Далее к востоку южный из разломов, по мере погружения Цама-
кабердского блока, по-видимому, постепенно затухает. Северный же
разлом — Арегунийский сброс прослеживается вдоль всего северо-вос-
точного борта впадины Малого Севана. Существование его здесь дока-
зывается прямолинейностью, взаимной параллельностью и сближен-
286
ностью северо-восточного берега озера, водораздела хр. Арегуни и зоны
максимальных глубин, крутизной надводного и подводного склона, не-
разработанностью коротких ущелий и оврагов и наличием висячих до-
линок, рассекающих узкий юго-западный склон хр. Арегуни. Действи-
тельно, водораздел хребта возвышается над уровнем озера до 550—
600 м, а отстоит от берега всего на 0,7—2 км. Максимальные глубины
озера — 70—85 м (до начала спуска озера — до 99 м) вытянуты вдоль
берега и приближены к нему до 500—600 м. Средняя крутизна склона
составляет 22—30°, а в нижней его части доходит до 50—70°. Несмотря
на огромный принос материала, маскирующего первичный тектоно-
морфный рельеф дна, уклон последнего у северо-восточного побережья
Малого Севана также достигает 10—12°, Учитывая расположение мак-
симальных глубин, можно предполагать, что главный сброс проходит
по дну оз. Севан примерно в 0,5—0,7 км от Арегунийского берега, при-
ближаясь к нему лишь в северо-западной его части. Возможно, что
ближе к берегу проходят еще несколько разрывов, в совокупности
образующих зону Арегунийского сброса с суммарной амплитудой до
600 м и более. Основные смещения по этому разлому были сравни-
тельно кратковременными, о чем говорит слабое развитие абразионных
террас на юго-западном склоне хр. Арегуни. Они отчетливо выражены
лишь в юго-восточной части Арегунийского побережья, между устьем
р. Тохлуджа и сел. Шоржа, в зоне отмечавшегося выше поперечного
прогиба. По-видимому, в этой части впадины Малого Севана ее опуска-
ние относительно зоны Арегунийского поднятия проявлялось более дли-
тельно.
С юго-востока впадина Малого Севана отделена от впадины Боль-
шого Севана асимметричной Надеждинской перемычкой, выраженной
в рельефе подводной грядой между мысами Артаниш и Норадуз. Ее
северо-западное крыло значительно круче и выше юго-восточного. Тек-
тоническая природа перемычки не вызывает сомнений, но одни иссле-
дователи трактуют ее как растущую поперечную антиклиналь (Варда-
нянц, 1948), другие — как омоложенный сброс (Паффенгольц, 1949).
Скорее всего, она представляет в структуре неоген-четвертичного чехла
асимметричную поперечную антиклиналь, обусловленную односторон-
ним горстом в донеогеновом субстрате. Интенсивный рост Надеждин-
ского поперечного поднятия происходил в плейстоцене, в период осу-
шения площади Большого Севана, в связи с чем растущее поднятие
было пропилено на глубину 20 м антецедентной (?) долиной реки,
стекавшей в Малый Севан.
На северо-восточном продолжении Надеждинского поперечного
поднятия близ северо-восточного борта Севанской впадины расположен
Адатапинский горст, выраженный в рельефе одноименным полуостро-
вом. Он представляет высоко приподнятый четырехугольный блок верх-
немеловых пород, вытянутый в северо-западном направлении и ограни-
ченный со всех сторон разломами, в том числе с северо-запада — отме-
ченным выше Надеждинским (Шоржинским) сбросом. В восточной
части горста в верхнемеловые отложения врезана серия абразионных
террас относительной высотой от 50 до 220 м, по-видимому, возникших
в процессе последовательного выдвигания этого блока из-под уровня
озера.
К северо-востоку от Адатапинского горста находится небольшой
Артанишский грабен, напоминающий в миниатюре Цовагюхский. По-
средством нескольких сбросовых ступеней он расширяется и углуб-
ляется к юго-востоку, сливаясь со впадиной Большого Севана, а на
северо-западе сужается почти до полного выклинивания.
Юго-восточную часть Севанской впадины занимает самая обшир-
ная, глубокая и сложно построенная из ее частных структур — впадина
Большого Севана. Верхнеплиоценовое днище залегает на ее западном
287
крыле на абсолютных отметках +1500 +1900 м, а в центральной час-
ти— вероятно, не выше +1000 +1500 м. Длина впадины — до 50 км,
ширина — до 40 км. Она имеет форму прямоугольного треугольника
с закругленными углами.
Сочленение впадины с Шахдагским поднятием в западной части
происходит по разлому, ограничивающему с северо-востока Артаниш-
ский грабен; этот разлом генетически связан с Арегунийским, хотя, по-
видимому, и не является его непосредственным продолжением. К юго-
востоку он переходит в неогеново-четвертичном чехле во флексуру,
крутизна смыкающего крыла которой убывает к юго-востоку от 50—
60° в миоплиоценовых конгломерато-брекчиях района сел. Памбак и до
25—30° в миоплиоценовой вулканогенной толще у сел. Зод. Возможно,
и здесь эта флексура в глубоких горизонтах осложнена разрывом, про-
ходящим под рыхлыми осадками северо-восточного побережья оз. Се-
ван. Показательно, что скважина, пробуренная у юго-западного под-
ножия хр. Шахдаг, близ сел. Шишкая, всего в нескольких сотнях
метров от коренных выходов верхнемеловых пород, слагающих склон
хребта, прошла 240 м по рыхлым обломочным накоплениям, так и не
выйдя из них. Серия абразионных террас и денудационных поверхнос-
тей на юго-западном склоне Шахдага маркирует стадии относительных
вертикальных перемещений Шахдагского поднятия и Севанской впа-
дины. Заметный наклон некоторых из них в юго-восточной части побе-
режья позволяет выявить ширину зоны флексурного изгиба между
этими неотектоническими элементами.
Новейшая структура юго-восточной части впадины рисуется в за-
легании миоплиоценовой вулканогенной толщи, как пологая Басарге-
чарская синклиналь северо-западного простирания шириной до 10 км,
шарнир которой полого погружается к северо-западу. Этот прогиб
унаследован от Кельбаджарского синклинория, выполненного вулкано-
генно-осадочными толщами палеогена. В ослабленной форме развитие
прогиба продолжается до современности, о чем говорит существовав-
шее в его центральной части обширной плоской аккумулятивной Мас-
ринской равнины, выстилаемой плиоцен-четвертичными озерными,
болотными и аллювиально-пролювиальными осадками, по которой
меандрируют речки бассейна р. Масрик. Скважина, пробуренная близ
ее устья, прошла около 250 м, пересекла несколько горизонтов арте-
зианских напорных вод и была остановлена в плиоценовой озерной тол-
ще. На южном крыле впадины намечается еще несколько широких и
пологих складок миоплиоценовой толщи погружающихся в северо-за-
падном направлении. В деформациях верхнеплиоценовых террас, и ла-
вовых покровов они почти не проявляются и фиксируется лишь пологий
наклон в сторону озера, все более ослабевающий в самых молодых тер-
расах.
Наиболее сложно построено западное крыло впадины. Здесь также
намечаются фрагменты складчатых структур северо-западного прости-
рания, сложенных верхнемиоценовыми и плиоценовыми отложениями.
Позднее, преимущественно в антропогене на эти складчатые формы
накладывается несколько крупных субмеридиональных глыбовых струк-
тур, нарушивших спокойное залегание первоначально единого верхне-
плиоценового манычарского андезито-базальтового покрова (рис. 56).
Забронированное ими плато восточного подножия Гегамского нагорья
было разорвано в плейстоцене системой тесно сближенных ступенчатых
сбросо-взбросов с поднятыми восточными крыльями, с суммарной
амплитудой подвижек до 150—200 м и более. Эта Кюзаджикская зона
разрывов прекрасно выражена в рельефе в виде очень крутых обрывов
(рис. 57). На севере она загибается к северо-западу и временно зату-
хает у г. Камо, но ее вероятным продолжением можно считать зону
молодых глубоких нарушений, к которой приурочена Ератумберская
288
г Камо
(Иор-Баязет)
р.ГаВарагет
Сарыкаинский
мыс
Рис. 56. Геологические профили западного побережья Большого Севана (район города Камо). Соста-
вил Е. Е. Милановский
/ — сармат, морские отложения; 2—4—верхний миоцен — ннжний плиоцен (2— озерные отложе-
ния, 3—андезиты и другие лавы, 4 — туфобрекчин и туфы вохчабердской свиты); 5—нижиий —
средний (?) плиоцен-озерные отложения с пемзой и галькой липаритов; 6—8— верхний плиоцен
(6 — озерные, пролювиальные, аллювиальные отложения; 7 — лавы, шлаки, пнрокластолиты; 8 —
манычарский покров андезито-базальтовых лав); 9— верхний плноцен (апшерон) — ннжний плей-
стоцен — галечники; 10 — 11 — плейстоцен (10 — песчано-алевритовые озерные отложения, 11 —
аллювиальные отложения); 12 — плейстоцен—голоцеи (андезитовые лавы и шлаковые конусы);
13— голоцеи (современные аллювиальные, делювиальные, озерные отложения); 14— тектонические
разрывы антропогенного возраста
группа вулканов. На юге разрывы также затухают, и моноклиналь
восточного крыла Гегамского поднятия достигает внутренней части Се-
ванской впадины. К западу от зоны Кюзаджикских сбросов, т. е. на
относительно опущенном, наклоненном к востоку крыле образовалась
небольшая асимметричная меридиональная Гаварагетская впадина
(односторонний грабен), заполненная рыхлыми четвертичными отложе-
19 0731
289
ниями. Она интенсивно опускается до современности и выражена
в рельефе в виде совершенно плоской аккумулятивной равнины, по
которой меандрирует р. Гаварагет. В центральной части впадины вдоль
ее оси из-под современного аллювия выступает асимметричная гряда,
сложенная верхнеплиоценовыми лавами. Она представляет небольшой
Рис. 57. Система четвертичных Кюзаджикских сбросов и Гаварагет-
ская впадииа на западном крыле Севанской котловины к югу от го-
рода Камо (вид с юга). Рис. Е. Е. Мил айовского
односторонний горст с развивающимся доныне разломом амплитудой
до 100—150 м вдоль его западного края.
К востоку от Кюзаджикской зоны разломов расположено Башкенд-
ское поднятие. В своей южной части оно представляет односторонний
горст, сложенный полого моноклинально падающими к востоку верх-
Рис. 58. Схема строения древней речной долины, оборванной сбро-
сами севернее сел. Ераиос (западное побережье Большого Севана).
Составил Е. Е. Милановский
неплиоценовыми лавами. Поверхность их прорезана несколькими древ-
ними, ныне отмершими «обезглавленными» широтными консеквентными
долинами, верховья которых оборваны сбросами Кюзаджикской зоны
(рис. 58). К югу по мере их затухания Башкендское поднятие сливает-
ся с восточным крылом Гегамского. Севернее строение Башкендского
поднятия усложняется, и даже в структуре верхнеплиоценового (ма-
нычарского) лавового покрова и вышележащих осадочных образований
удается отчетливо выделить несколько пологих брахиантиклиналей п
брахисинклиналей северо-западного простирания, в смягченной форме
наследующих дислокации плиоценовых пород (с юга на север): 1) Ма-
нычарскую брахисинклиналь, заполненную четвертичными осадками,
которые перекрывают манычарские лавы; 2) Арцвакарскую антикли-
наль, в ядре которой обнажается сармат, а крылья сложены разными
свитами вулканогенно-осадочных мэотических и плиоценовых отложе-
ний и манычарским лавовым покровом. Внутри этого комплекса наблю-
дается несколько перерывов и угловых несогласий; 3) Норадузскую
синклиналь, выполненную верхнеплиоценовыми и четвертичными осад-
ками верхней части Сарыкаинской толщи.
290
В северной части поднятия, на меридиане г. Камо, где оно пере-
секается поперечной долиной р. Гаварагет, проходит множество мелких
(от 1—2 до 20—30 м) прекрасно выраженных в рельефе четвертичных
сбросов, смещающих покров манычарских лав (см. рис. 56).
Вдоль западного берега Большого Севана прослеживается еще
одна зона тесно сближенных меридиональных сбросов с суммарной
амплитудой около 80—100 м, выраженная в рельефе отвесным Сары-
каинским обрывом высотой до 100 м (рис. 59). Восточное крыло этой
Рис. 59. Четвертичные сбросы в «сарыкаинской свите» (апшерои — плейстоцен), в обрыве
Сарыкаинского мыса иа западном берегу Большого Севана. Рис. Е. Е. Милановского
системы нарушений по большей части опущено под воды озера, и об-
рывки его сохранились лишь в немногих местах, например, на Сары-
каинском мысу. Существование Сарыкаинской сбросовой зоны, уста-
новленной автором (1952), было подтверждено скважиной, пробурен-
ной в 500 м восточнее Сарыкаинского обрыва и вскрывшей разрез,
аналогичный свите Сарыкаинского обрыва, но с относительным опуска-
нием слоев на 100 м. Движения по Сарыкаинскому разлому происхо-
дили в течение плейстоцена и, может быть, продолжались в голоцене.
Они определили современную почти прямолинейную конфигурацию за-
падного берега Большого Севана. Башкендское поднятие в северной
своей части, где оно заключено между Сарыкаинской и Кюзаджикской
сбросовыми зонами, представляет меридиональный горст с внутренней
складчатой структурой, ориентированной относительно сбросов.
Таким образом, если на северо-восточном крыле впадины Большо-
го Севана новейшие деформации вплоть до современности сохраняют
северо-западное направление, унаследованное от структур и меловых
и палеогеновых отложений, то в зонах южного и западного крыльев
впадины унаследованные складчатые структуры этого простирания раз-
вивались главным образом лишь в плиоцене и позднее были постепен-
но подавлены наложенными структурами меридионального и широтно-
го простирания. В центральной части впадины Большого Севана
четвертичные, а возможно, и верхнеплиоценовые отложения залегают
почти ненарушенно; нижележащие плиоценовые и миоценовые отложе-
ния, по-видимому, собраны в складки северо-западного простирания,
унаследованные от более древних, палеогеновых структур.
Далидагский участок представляет собой наиболее приподнятый
поперечный сегмент Севанской зоны, где амплитуда новейшего возды-
мания достигает максимальных величин. В пределах этого участка
выделяются новейшие структуры. В юго-западной части обособляется
довольно крупное брахиантиклинальное Далидагское поднятие северо-
западного простирания, с максимальной амплитудой воздымания в сво-
довой части до +3000—3500 м. Сводовую часть слагают граниты Дали-
дагского массива, прорывающего верхний мел и палеоген. Юго-запад-
ное крыло поднятия перекрыто четвертичными лавами; под ними, по-
видимому, проходит крупный молодой (или омоложенный?) разлом.
19*
29 Г
отделяющий Далидагское поднятие от относительно опущенного участ-
ка Центрально-Армянской вулканической зоны; к нему приурочена цепь
плейстоценовых и голоценовых вулканических конусов. В северо-запад-
ном направлении шарнир поднятия погружается, и южнее сел. Басарге-
чар слагающие его палеогеновые отложения уходят под периклинально
залегающие неогеновые и четвертичные туфы и лавы. Шарнир подня-
тия погружается и к восток-юго-востоку. На северо-восточном крыле
поднятия, близ сел. Шоржа, миоплиоценовая вулканическая толща па-
дает на северо-восток под углами в несколько десятков градусов.
Северо-восточнее Далидагского поднятия находится участок с амп-
литудой новейшего поднятия в 2—-2,5 км, который по его положению
в неотектоническом плане Малого Кавказа можно было назвать К.ель-
баджарской седловиной: он представляет поперечный перегиб в до-
вольно широком прогибе, разделяющем Муровдагское и Далидагское
поднятия и связывающем впадины Большого Севана на западе и Сред-
нетертерскую на востоке. Этот субширотный новейший прогиб, прохо-
дящий из Севанской зоны в Карабахскую, наложен на несколько струк-
турных зон северо-западного простирания, сложенных верхним мелом
и палеогеном.
Акеринский участок. Юго-восточную часть Севанской подзоны об-
разует обширный Акеринский прогиб, представляющий унаследованную
или, точнее, возрожденную неотектоническую структуру, сформировав-
шуюся на месте верхнемелового Акеринского синклинория. Шарнир
этого прогиба плавно понижается в направлении к юго-востоку, где
амплитуда абсолютных новейших поднятий уменьшается от 2000 до
500 м. Разрез фундамента прогиба пополняется в его юго-восточной
части палеоцен-эоценом, Майкопом и, возможно, средним и верхним
миоценом, на которые несогласно ложатся мощные осадочно-туфоген-
ные верхнеплиоценовые образования акеринской и горисской свит.
В эти образования врезаны долины рек Акеры и Воротана, на склонах
которых прослеживается до 7—8 террас. Древнейшая из них, относи-
тельная высота которой повышается к северу от 140 до 180 м, относит-
ся по находкам пресноводной фауны в низовьях Акеры к верхнему
апшерону. Поверхность аккумулятивной равнины, сложенной туфоген-
ной толщей в междуречье Воротана и Акеры и ее левобережье, накло-
нена к юго-востоку более сильно, чем уровень верхнеапшеронской тер-
расы и к юго-востоку постепенно погружается под него. В крайней юго-
восточной части Акеринский прогиб, углубляясь и раскрываясь, вли-
вается в поперечный Нижнеараксинский прогиб, являющийся ответвле-
нием Нижнекуринской межгорной впадины.
Цеитрально-Армяиская вулканическая зона
К юго-западу от Севанской зоны контрастных движений располо-
жена Центрально-Армянская зона, отличительной особенностью новей-
шей геологической истории которой были мощные проявления неогено-
вого и четвертичного наземного вулканизма. В пределах СССР эта
зона отделяется от Ахалкалакской вулканической зоны, но несколько
западнее Ленинакана, на территории Турецкой Армении они сливаются
в единую обширную вулканическую область. В гравитационном поле
Малого Кавказа оба вулканических нагорья вместе с районом Ленина-
кана объединяются в огромное поле отрицательных гравианомалий
(в редукции Буге). Уже отмечалось, что выяснение картины новейших
движений в районах молодого вулканизма затрудняется недостатком
фактических данных; полностью расшифровать новейшую тектонику
возможно лишь в тех районах, где эрозией вскрывается поверхность
субстрата миоплиоценовых эффузивов,—• как правило, первоначально
292
выровненная и располагавшаяся на низких гипсометрических отметках.
Там же, где этот субстрат не обнажен — приходится опираться на мощ-
ности и условия залегания вскрытой части новейших вулканогенных
толщ, расположение вулканических аппаратов, некоторые особенности
рельефа и метод аналогий со сходными по строению, но более глубоко
эродированными вулканическими районами. Естественно, что обосно-
ванность наших представлений в первом и втором случаях будет силь-
но отличаться. К районам, не полностью забронированным неогеновыми
и четвертичными эффузивами, новейшая структура которых достаточно
ясна, относятся: массив Цахкуняц, южная часть Гегамского, юго-за-
падная часть Варденисского нагорий, а также некоторые участки Пам-
бакского и Конгуро-Алангезского хребтов. Выводы о новейшей струк-
туре этих районов мы вынуждены в той или иной мере экстраполиро-
вать на целиком «закрытые» вулканические массивы типа Арагаца,
Сюникского нагорья, Мокрых гор и пр.
В этой зоне мы встречаем сочетание двух основных типов неотек-
тонических элементов. К первому из них относятся обширные пологие
брахиантиклинали или своды, реже — почти изометричные куполо- или
щитовидные поднятия. На крыльях и в сводовой части они осложнены
разрывными нарушениями, либо параллельными изобазам (концен-
трические разрывы), либо перпендикулярными им (радиальные), либо
проходящими вдоль оси свода. Подобный стиль новейшей тектоники
вулканических массивов был впервые намечен А. Н. Заварицким
(1945)*. Абсолютные величины новейших поднятий составляют —
2000—2500 м, изредка до 3000 м, причем новейший вулканизм дости-
гает наибольшей мощи и длительности в наименее приподнятых из них.
Ко второму типу относятся брахисинклинальные впадины и грабе-
ны, сопряженные с вулканическими сводами и окаймляющие их с раз-
ных сторон. В них абсолютная амплитуда воздымания составляет не
более 1000—-2000 м, а относительное погружение измеряется цифрами
от 500 до 1500 м. Некоторые из таких впадин, расположенные по
периферии вулканических зон и не являвшиеся районами интенсивных
извержений, мы отнесли к смежным неотектоническим зонам (Верхне-
ахурянская, Лорийская, Верхнеразданская, Акеринская, Воротанская
впадины). Таким образом, границы вулканической зоны являются не-
сколько условными. Вероятно, многие впадины этого типа представ-
ляют вулкано-тектонические депрессии, формировавшиеся в связи
с проседаниями земной коры, при опорожнении магматических очагов
(особенно, неглубоких) и увеличении нагрузки сверху за счет изверг-
нутых вулканических масс.
По взаимоположению частных неотектонических структур Цент-
рально-Армянская вулканическая зона существенно отличается от
Ахалкалакской. Если в широкой (до 100 км) Ахалкалакской зоне
брахиморфные поднятия, разделенные и окаймленные различно ориен-
тированными впадинами, вытянуты в меридиональном направлении
и перпендикулярны к ее общему широтному простиранию зоны, то бо-
лее узкая и вытянутая Центрально-Армянская зона состоит из несколь-
ких различно ориентированных, но «нанизанных» на единую ось сво-
дообразных и щитовых поднятий, а впадины либо располагаются по
краям зоны, либо разделяют поднятия в виде седловин. Если Алах-
калакская зона в целом выступает как область дифференцированных
движений, в общем уступающая в интенсивности новейшего воздыма-
ния смежным поднятиям, то Центрально-Армянская зона по отношению
к смежным зонам в целом является областью относительных диффе-
ренцированных поднятий.
* Эта концепция оспаривается в последнее время С. П. Вальяном, считающим, что
пологосводообразной формой обладает лишь поверхность вулканических массивов;
новейшие деформации же их субстрата имели в основном глыбовый характер.
293
Входящая в состав СССР восточная половина Центрально-Армян-
ской вулканической зоны протягивается в виде постепенно суживаю-
щейся полосы в восток-юго-восточном направлении от р. Ахурян до
района г. Горис, где полностью выклинивается. Внутри нее расположе-
ны пять основных вздутий, забронированных покровами миоплиоиено-
вых, верхнеплиоценовых и антропогеновых лав и пирокластолитов об-
щей мощностью от 200—300 м до 1000 м и более (?): Арагацкое
щитовидное поднятие, а также Цахкуняцкое, Гегамское, Варденисское
и Сюникское поднятия, имеющие форму овальных сводов меридиональ-
ного, широтного и северо-западного простирания. Зона вулканических
сводов наложена несколько наискось на структуры фундамента, имею-
щие в общем юго-восточное простирание; в основном она связана
с Мисхано-Зангезурской антиклинальной зоной (антиклинорием), но
в западной своей части захватывает также северное крыло лежащего
к югу от нее Ереванского синклинория, а в восточной — южную часть
проходящего к северу от нее Севанского синклинория.
Неотектоника массива Арагац, целиком забронированного моло-
дыми лавами, недостаточно ясна, так же как являются дискуссионными
генезис и стратиграфия его вулканической постройки. Поэтому излагае-
мая ниже схема является лишь вероятной, но далеко не во всем дока-
занной. Под большей северной и центральной частью массива, судя по
строению восточной периферии Арагаца, расположен выступ метамор-
фического фундамента, а под южной — северное крыло позднегеосин-
клинального прогиба, выполненного верхним мелом, палеогеном и мио-
ценом. Верхнеплиоценовые, а по новейшим данным В. А. Амаряна —
и миоплиоценовые лавы и туфы, слагающие массив, рисуют структуру
типа весьма плоского пологого округлого вулканического «щита» с диа-
метром 40—50 км, центральная часть которого относительно приподня-
та над подножием на 1000—1500 м. На нее насажен сильно разрушен-
ный крупный верхнеплиоцен-четвертичный полигенный стратовулкан,
возможно, приуроченный к разлому на юго-западном краю выступа
палеозойского фундамента. На крыльях и в основании «щита» по рас-
положению центров четвертичных извержений (лавовых и туфолаво-
пгнимбритовых) намечаются системы дугообразных концентрических
трещин (С. П. Вальян, К. Г. Ширинян). Отличительную особенность
верхнеплиоценового и четвертичного вулканизма Арагаца представляет
относительно кислый по сравнению с другими районами Центрально-
Армянской зоны состав магматических продуктов (преимущественно
дацитовый, андезито-дацитовый и андезитовый) и многократное чере-
дование проявлений «нормального» туфолаво-игнимбритового и ороген-
ного вулканизма. Арагацкое поднятие лежит в той же полосе попереч-
ного субмеридионального перегиба, что и поднятие Мокрых гор, Джад-
журское поперечное поднятие, а также расположенный у северного
подножия Арагаца вулкан Голгат. На продолжении этой узкой (5—
10 км) полосы, вероятно, приуроченной к зоне глубокого разлома,
в пределах Арагацкого массива расположено более пятнадцати четвер-
тичных вулканических конусов.
Со всех сторон Арагацкий щит окаймлен более или менее круп-
ными новейшими впадинами. Наиболее глубокие из них — Ленинакан-
ская и Араратская — включены в нашей схеме в смежные неотектони-
ческие зоны. Поперечная депрессия (седловина) среднего течения
р. Ахурян, приуроченная к той же полосе поперечного погружения, что
и Ленинаканская, Верхнеахурянская, Параванская впадины, отделяет
массив Арагац на западе от Карсского нагорья.
С северо-востока и востока Арагацкий щит окаймляет Касахский
прогиб, разделенный перемычкой в районе сел. Апаран на две неболь-
шие впадины, в которых доплиоценовый фундамент лежит на отметках
от 1500 до 2000 м. Две другие перемычки — в районе вулкана Голгат
294
на северо-западе и на широте вулкана Араилер на юго-востоке — отде-
ляют Касахский прогиб от Ленинаканской и Араратской впадин. Одна-
ко тектоническая природа этих перемычек не доказана, и возможно,
что Касахский прогиб непосредственно вливается в эти более глубокие
и обширные депрессии.
В следующем к востоку секторе Центрально-Армянской зоны —
между реками Касахом и Разданом —- выделяется небольшое (40 на
15—20 км) брахиантиклинальное Цахкуняцкое (Мисханское) подня-
тие, которое кулисообразно подставляет Арагацкое. Оно унаследовано
от одноименного антиклинория, в ядре которого выступает метаморфи-
ческий палеозой. Благодаря небольшой толщине вулканического чехла,
сложенного миоплиоценовыми лавами и пирокластами мощностью
200—300 м, последний сильно размыт и сохранился лишь в виде ряда
останцов. Это дает возможность реконструировать рельеф поверхности
донеогенового основания, которая первоначально в конце миоцена пред-
ставляла низменную равнину, покрытую местами маломощным песча-
но-галечным плащом (рис. 60). В сводовой части Цахкуняцкое поднятие
поднимается до 2500—2600 м, а на крыльях снижается до 2000 м и
ниже; на северо-западе оно сливается с Памбакским, а на юго-восто-
ке, периклинально замыкается и отделяется Среднеразданской попе-
речной впадиной от Гегамского поднятия. Эта впадина унаследована
от палеогенового и миоценового времени, так как в ее осевой части
под верхнеплиоценовыми лавами скважинами вскрыт сармат, а на
крыльях выходят верхний мел и эоцен.
Продольный профиль р. Раздан, пересекающей впадину с северо-
востока на юго-запад, обнаруживает резко выраженную ступенчатость
(рис. 61), в основном обусловленную дифференциальными движениями
отдельных блоков. Участки перегиба и крутого наклона профиля соот-
ветствуют зонам преодолеваемых рекой поднятий, участки с пологим
наклоном и подпруживанием долины — зонам относительных опуска-
ний. Одной из таких зон является описанная выше Верхнеразданская
впадина. От Среднеразданской впадины ее отделяет узкий Ахтинский
горст, находящийся на продолжении северо-восточного крыла Цахку-
няцкого поднятия. В рельефе он выражен цепочкой столообразных
выступов древнего субстрата, обтекаемых потоками четвертичных лав.
На уплощенной поверхности этих выступов на высотах 1800—2000 м
уцелели останцы морских маломощных конкских и, может быть, верх-
немиоценовых осадков, перекрытые базальными слоями миоплиоцено-
вой вулканогенной толщи, чем точно определяется амплитуда новейше-
го поднятия Ахтинского горста. Река Раздан пропиливает его узким
глубоким V-образным ущельем.
Далее к юго-западу на участке Ахта-Кахси река пересекает менее
приподнятый, а на участке Солак — Бжни еще более опущенный блок,
лежащий на продолжении синклинальной структуры, осложняющей
юго-восточное крыло Мисханского антиклинория. Здесь уклон русла
уменьшается почти в семь раз (до 4,5 м1км). В районе сел. Аргел сле-
дует новый резкий перегиб профиля, связанный с пересечением р. Раз-
дан поднятия, ограничивающего Центрально-Армянскую зону с юга;
далее река вступает в значительно более опущенную Ереванскую или
Нижнеразданскую депрессию. Этот перегиб прекрасно выражен и в
рельефе прилегающих к долине Раздана водораздельных пространств
в виде флексурообразного изгиба верхнеплиоценовых покровов ампли-
тудой в несколько сотен метров, а также в продольном профиле р. Ка-
сах (у сел. Амамлу). В зоне перегиба находятся вулканы Атис, Гутан-
сар, Араилер и центральная часть Арагаца. По-видимому, эта регио-
нальная флексура, как и приуроченные к ней вулканические аппараты,
связаны с крупным активным разломом в фундаменте с опущенным
юго-западным крылом.
295
Рис. 60. Деформация миоплиоценовой вулканогенной толщи юго-восточиой части хр. Цах-
куияц (Мисханского). Составил Е. Е. Милаиовский
Вверху — структурная схема по подошве миоплиоцеиа: 1 — контуры распространения мио-
плиоценовой вулканогенной толщи; 2 — стратоизогипсы подошвы миоплиоценовой вулкано-
генной толщи (в сотнях метров). Внизу — останцы деформированных миоплиоценовых лав
на хр. Цахкуняц (вид с востока). Рис. Е. Е. Мил айовского
К юго-востоку от Среднеразданской поперечной впадины располо-
жено обширное, меридионально вытянутое Гегамское поднятие, почти
целиком забронированное эффузивными толщами неогенового и чет-
вертичного возраста. В целом оно представляет обширную пологую
брахиантиклиналь с углами падения на крыльях в 5—10°. Сводообраз-
ная структура, обрисовываемая залеганием потоков четвертичных лав,
усложняется при переходе к верхнеплиоценовым и особенно миоплиоце-
новым образованиям пологими складками, наблюдаемыми на северо-
западной, южной и юго-восточной периферии поднятия. Они наследуют
296
Рис. 61. Продольные профили р. Раздана. Составил Е. Е. Милановскнй
Верхний профиль—для верхнего течения реки (горизонтальный м-б 1:200 000); нижний профиль —для всей реки до устья (горизонталь-
ный м-б 1:500 000). Вертикальный масштаб 1 : 10 000. На горизонтальной линии в средней части рисунка показаны средние падения уровня
реки на 1 км, высчитанные для отдельных участков реки
простирание, а иногда и форму складчатых структур, сложенных эоце-
ном и олигоценом (например, на южной периферии поднятия, близ
сел. Элпин). В осевой части поднятия поверхность домэотического фун-
дамента залегает выше 2000 м, а судя по положению подошвы вохча-
бердской вулканогенной толщи в юго-западной части поднятия, у исто-
ков рек Веди и Аргичи — даже выше 2300—2500 м и понижается до
1500 и 1000 м на его крыльях.
В сводовой части Гегамского поднятия и на его крыльях проходит
несколько глубоких разломов и трещин. Главная зона прослеживается
в осевой части поднятия, с юго-юго-востока на северо-северо-запад, по-
степенно приобретая в северной части меридиональное простирание.
К ней приурочено около тридцати частью сросшихся своими основания-
ми шлаковых конусов голоценового и плейстоценового возраста. Север-
ным окончанием этой зоны служит Чирчирская перемычка между впа-
динами Малого Севана и Верхнеразданской. На ее южном окончании
расположены миоплиоценовые линаритовые массивы (экструзии?)
Большого и Малого Спитаксара. Параллельная ей зона разлома, как
уже говорилось, намечается на западном крыле поднятия по линии
гора Гутансар — гора Атис.
Третья зона новейших разрывов юго-юго-восточного простирания
служит границей Гегамского поднятия с Севанской впадиной. На севе-
ре к ней приурочена Ератумберская (Учтапалярская) группа шлако-
вых конусов и центров излияния голоценовых лав. На среднем участ-
ке — между г. Камо и горой Башкенд — она представлена системой
прекрасно выраженных в рельефе ступенчатых сбросов четвертичного
возраста, по которой восточное крыло было относительно приподнято
на 200—300 м. Южнее, где эти сбросы затухают, вновь появляется цепь
четвертичных вулканов и шлаковых конусов юго-восточного простира-
ния (Джор-Тар, Армаган и др.), связывающая Гегамское поднятие
с Варденисским. Наконец, четвертая, самая восточная зона молодых
разломов проходит меридионально вдоль западного берега Севана ог
мыса Сарыкая на севере до вулкана Армаган на юге.
Новейшая структура Гегамского поднятия в известной мере уна-
следована от структуры фундамента. Под неоген-четвертичными эффу-
зивами нагорья кулисно располагаются несколько антиклинальных под-
нятий северо-западного простирания, сложенных палеозоем. Одно из
них находится в северной части Гегамского свода (Ахтинское), дру-
гое— в южной (Аргичинское или Южно-Агманганское). Между ними,
по-видимому, расположен прогиб, выполненный палеогеном и миоце-
ном, служивший связующим звеном между более глубокими миоцено-
выми Ереванской и Севанской впадинами.
Гегамское и Варденисское поднятия разделены неглубоким Айрид-
жинским меридиональным поперечным прогибом (седловиной), пример-
но совпадающим с долиной р. Аргичи. В ее верховьях обособляется
участок относительного погружения. Здесь долины р. Аргичи и ее исто-
ков резко переуглублены (подтоплены), падение русел речек — ничтож-
но, и они меандрируют среди очень широких заболоченных пойм.
Севернее, пересекая относительное поднятие, р. Аргичи пропилила глу-
бокий каньон в верхнеплиоценовых, плейстоценовых и голоценовых ла-
вах. На этом участке на пересечении разломов юго-восточного и мери-
дионального простирания находится крупный голоценовый вулкан
Армаган.
Новейшая структура Варденисского (Южно-Севанского) поднятия
представляет пологое брахиантиклинальное вздутие, вытянутое в вос-
ток-юго-восточном направлении, почти под прямым углом к оси Гегам-
ского свода. Расшифровка тектоники Варденисского нагорья облег-
чается тем, что в его западной и юго-западной частях неоген-четвертич-
ный вулканический чехол прорезан до основания несколькими глубоки-
298
ми долинами и обнажен складчатый палеогеновый фундамент.
В западной половине поднятия в сводовой части кровля фундамента
поднята до 3000—3100 м и опускается до 1500 м и даже ниже к северу
и к югу (к Севанской и Арпинской впадинам). Шарнир поднятия до-
вольно круто погружается к северо-западу и более полого к юго-восто-
ку. Центры извержений в пределах Варденисского поднятия тяготеют
к его крыльям. В расположении их не улавливается таких ясных зако-
номерностей, как в Гегамском поднятии. Вдоль северо-восточного кры-
ла поднятия намечается неглубокий прогиб юго-восточного простира-
ния; шарнир его проходит через оз. Алагель, погружаясь к северо-
западу в сторону Севанской впадины. К северо-востоку от него
предполагается крупный молодой разлом северо-западного простира-
ния, отделяющий Центрально-Армянскую вулканическую зону от Да-
лидагского поднятия Севанской зоны. Он проявляет себя в значитель-
ном уступе рельефа и цепочковидном расположении ряда плейстоцено-
вых и голоценовых вулканических аппаратов. Северо-восточное крыло
этого новейшего нарушения относительно поднято более чем на-500—
600 м.
Неогеново-четвертичный вулканический комплекс в западной, наи-
более приподнятой части Варденисского поднятия налегает на мощ-
ную толщу палеогеновых отложений, смятую в складки северо-запад-
ного простирания. Следовательно, приуроченность новейших поднятий
вулканической зоны к древним антиклинальным структурам, которая
несомненна для Цахкуняцкого и Гегамского поднятий и предполагается
для Арагацкого,— не является общей, универсальной закономерностью,
и наряду с унаследованностью новейших поднятий может иметь место
и наложение их на синклинальные структуры субстрата. Другой пример
аналогичных соотношений — Конгуро-Алангезский хребет в Урц-Занге-
зурской зоне.
В истоках р. Арпа, севернее курорта Джермук, расположен попе-
речный прогиб, разделяющий Варденисское и Сюникское поднятие.
Последнее из поднятий вулканической зоны — Сюникское (Карабах-
ское) в структуре верхнеплиоценовых и четвертичных лав рисуется как
относительно слабовыраженный пологий брахиантиклинальный свод
юго-восточного простирания, увенчанный в осевой части и на крыльях
множеством четвертичных шлаковых конусов и несколькими крупными
верхнеплиоценовыми вулканами [Ишхансар (Ишихлы), Кызылбогаз
н пр.]. Доплиоценовый складчатый фундамент в пределах Сюникского
поднятия почти не вскрывается. В его осевой зоне он, по-видимому,
приподнят до 2000—2500 м и несколько погружается в смежных тек-
тонических депрессиях — Акеринской и Воротанской, а также на юго-
восточной периклинали.
Арпа-Воротанская зона впадин и поднятий
Зона впадин и поднятий, протягивающаяся к юго-западу от Цент-
рально-Армянской вулканической зоны по преобладанию относитель-
ных новейших погружений напоминает Севанскую зону впадин и под-
нятий и, подобно ей, приурочена к крупному палеогеновому синклино-
рию, но отличается большей узостью и отсутствием столь резко
выраженных локальных поднятий. На большей части своего протяже-
ния эта зона ограничивается с юго-запада Урц-Зангезурской зоной
поднятий, и лишь в крайней северо-западной части, отвечающей Ере-
ванскому синклинорию, непосредственно смыкается со Среднеараксин-
ским межгорным прогибом.
В новейшей структуре северо-западного участка Арпа-
Воротанской з о н ы, на фоне общего пологого наклона к западу
299
и запад-юго-западу намечается несколько пологих антиклиналей и син-
клиналей, дугообразно выпуклых к северу. Их простирание, а по боль-
шей части и форма — унаследованы от более древних складчатых
структур, сложенных палеозойскими, верхнемеловыми и палеогеновыми
отложениями. Новейшие структуры выявляются здесь по положению
подошвы многочисленных останцов и полуостанцов миоплиоценовой
вулканогенной вохчабердской толщи, резко несогласно налегающей на
отложения от палеозоя до среднего миоцена и сармата, а также по
залеганию верхнеплиоценовых (апшеронских?) галечных покровов (Со-
веташенская, Ехегнадзорская наклонные террасы).
Северо-западным ограничением описываемой зоны служит круп-
ная Ереванская флексура северо-восточного простирания (возможно,
осложненная разломом?), которая проходит через южную окраину
Еревана и сел. Джрвеж, отделяя ее от Ереванской (Котайкской) впа-
дины. Амплитуда флексуры достигает 1—2 км. Она совпадает с северо-
западным крылом Шорагбюрской антиклинали, продолжавшим разви-
ваться в течение плиоцена, когда ее юго-восточное крыло и прилегаю-
щая с юго-востока синклиналь уже не проявляли себя как «живые»
структуры. Подошва верхнеплиоценовой (апшеронской?) галечной тол-
щи, несогласно срезающей эти складки, обрисовывает пологую (3°), мо-
ноклиналь с падением к юго-западу, в сторону Среднеараксинской впа-
дины. Вдоль р. Азат (Гарни) параллельно Ереванской флексуре
проходит вторая молодая (или омоложенная) флексура (или разлом?),
также с поднятым юго-восточным крылом. За ней выделяется унасле-
дование развивавшаяся Ераносская брахиантиклиналь с абсолютным
неотектоническим поднятием более 1500 м. Ее продолжением на юго-
восток служит также унаследованная Вединская антиклиналь с мелом
и палеозоем в ядре, где новейшее поднятие достигает уже 2000—2250 ли
К северу от Еранос-Вединской антиклинальной дуги, в верховьях
р. Азат намечается антиклиналь северо-западного простирания, а к югу
от нее проходит унаследованная от олигоцена Шагапская синклиналь;
к западу она погружается, раскрывается и «вливается» в Среднеарак-
синский прогиб.
К востоку эти новейшие продольные структуры воздымаются, и на
меридиане оси Гегамского поднятия испытывают поперечный антикли-
нальный перегиб, унаследованный от древнего тектонического плана;
восточнее снова происходит их резкое погружение. Здесь выделяется
обширный замкнутый брахисинклинальный Арпинский прогиб, к оси
которого приурочена долина среднего течения р. Арпа. Он унаследован
от осевой части палеогенового синклинория (Даралагезского или
Арпинского). В северо-западной и юго-восточной частях форма Арпин-
ского прогиба вырисовывается по подошве миоплиоценовой вулкано-
генной толщи, первоначально целиком заполнявшей его, а в централь-
ной его части — по деформациям (до 5°) верхнеплиоценовых галечных
террас (Ехегнадзорское наклонное плато на северном крыле прогиба
и Азизбековское — на южном). В осевой части прогиба, близ сел. Ехег-
надзор, где абсолютная амплитуда новейших воздыманий не превышает
1250—1500 м, р. Арпа протекает по широкой, открытой террасирован-
ной долине, а ниже по течению, выйдя за пределы Арпинского проги-
ба, пропиливает глубокое и узкое антецедентное ущелье. Вдоль запад-
ного борта прогиба в плиоцене, возможно, происходили повторные под-
вижки по крупному разлому северо-западного простирания с поднятым
западным крылом. О продолжении относительных опусканий в Арпин-
ском прогибе в антропогене свидетельствует понижение в сторону оси
прогиба, вниз по долине правого притока р. Арпа — р. Елегис относитель-
ных высот лавовых потоков. Переход от северного крыла Арпинского
прогиба к Варденисскому поднятию осложнен Газминской брахиантикли-
налью, к оси которой приурочен голоценовый вулкан Далик. Севернее в
300
верховьях рек. Елегис, Гергер и других намечается новейшая синклиналь,
наиболее отчетливо выраженная в строении расширенного и подтоп-
ленного участка долины р. Арпа ниже курорта Джермук у сел. Кечут.
В районе Воротанского перевала описываемая зона испытывает
новый поперечный перегиб, к востоку от которого в верховьях р. Во-
ротан возникает Воротанский брахисинклинальный прогиб, кулисно
подставляющий Арппнский. Воротанский прогиб, по-видимому, наме-
тился еще в миоплиоцене; приуроченная к нему долина р. палео-Воро-
тан была в среднем плиоцене глубоко прорезана в связи с понижением
главного базиса эрозии — уровня Каспия, а в дальнейшем заполнена
ингрессивно залегающей верхнеплиоценовой сисианской озерно-диато-
митовой толщей района сел. Базарчай, а также потоками верхнеплирце-
новых и четвертичных лав, стекавшими в долину р. Воротан с Карабах-
ского нагорья. Морфология юго-западного крыла прогиба обрисовы-
вается по подошве миоплиоценовых лав правобережья р. Воротан. Во-
ротанский прогиб менее глубок, чем Арпинский: абсолютное поднятие
составляет здесь 1500—2000 м. Последняя перемычка на меридиане сел.
Татев, частично тектоническая, частично же обязанная мощным скопле-
ниям верхнеплиоценовых пирокластических и эффузивных образований,
отделяет Воротанский прогиб от более обширного Акеринского прогиба,
входящего в Севанскую зону впадин и поднятий.
Урц-Зангезурская зона дифференцированных поднятий
По своему краевому положению в новейшей структуре Малого
Кавказа, размаху движений и их дифференцированному характеру эта
зона напоминает Муровдаг-Карабахскую подзону. Здесь также господ-
ствуют молодые линейные и брахиморфные поднятия (до 3000—
3500 At), а впадины не играют существенной роли. Поднятия имеют
северо-западное простирание и частью продолжают, частью кулисно
подставляют друг друга. Большая часть их является унаследованной,
однако в целом эта зона новейших поднятий возникла за счет объеди-
нения элементов, принадлежавших ранее нескольким тектоническим
зонам, Даралагезскому антиклинорию, Ордубадскому синклинорию,
Зангезурскому и Кафанскому антиклинориям.
На месте Даралагезского антиклинория в новейшем структурном
плане выделяются два резко выраженных брахиморфных поднятия:
в северо-западной части — Урцкое (амплитуда воздымания около
2250 At) и в юго-восточной части — более крупное Южно-Даралагез-
ское (до 2500—2750 At). Между ними находится несколько менее при-
поднятый (1750—2000 м) участок (седловина), к которому приурочено
древнее антецедентное ущелье нижнего течения р. Арпа. Юго-западной
границей поднятий служит молодой разлом типа взброса, отделяющий
их от Среднеараксинского межгорного прогиба.
Юго-восточнее шарнир зоны вновь несколько погружается (абсо-
лютное воздымание около 2250 м) и временно приобретает субширотное
простирание, выдерживающееся до района верховьев р. Сисиан. Вало-
образная новейшая структура этого участка, наложенная на более
древние структуры Ордубадского синклинория, обрисовывается по
подошве миоплиоценовой биченагской вулканогенной толщи, брони-
рующей Конгуро-Алангезский хребет. Конгуро-Алангезский вал обла-
дает узким (10—15 км) северо-восточным и весьма широким (30 км)
юго-западным крылом, которое полого спускается к Нахичеванской
впадине. Завершение формирования складчатых структур Ордубадско-
го синклинория, имеющих запад-северо-западное простирание, закон-
чилось в миоцене; затем они были снивелированы, перекрыты миоплио-
ценовой вулканогенной толщей и втянуты в дифференциальное
301
поднятие с осью, проходящей вдоль Конгуро-Алангезского хребта. От-
носительные высоты террас рек, прорезающих юго-западное крыло зоны,
снижаются в сторону Нахичеванской впадины.
Юго-восточный (3 а н г е з у р с к и й) участок зоны —
наиболее приподнят. Здесь параллельно друг другу протягиваются два
сближенных крупных линейных поднятия северо-северо-западного про-
стирания— Капуджихское на западе и Баргушатское на востоке. Ось
наиболее значительного — Капуджихского поднятия (до -3500 м и бо-
лее) совпадает с западной частью Мегри-Ордубадского гранитоидного
плутона, который, подобно Далидагскому плутону, Газминскому иПам-
бакскому массивам, вероятно, продолжал испытывать в новейшее время
дифференцированное воздымание. На оси этого поднятия находится
одна из высочайших вершин Малого Кавказа, достигающая 3906 м —
гора Капуджих, приуроченная к провесу кровли северной части плу-
тона. Об амплитуде четвертичного воздымания Капуджихского подня-
тия можно судить по относительным высотам верхнеапшеронской(?)
флювиогляциальной террасовой поверхности; если на западных склонах
Зангезурского хребта, в долинах Гилянчая и других рек она подни-
мается до 200—2500 м, то в центральной части Нахичеванской котло-
вины поверхность этой террасы понижается до 100 м, а в ее западной
части погружается даже под русло р. Араке (Корнев, 1960). Очевидно,
амплитуда четвертичного поднятия Зангезурского хребта относительно
района слияния рек Араке и Арпа должна составлять не менее 300 м.
Позднечетвертичное поднятие Зангезурского хребта отражается в
уменьшении относительных высот более низких речных террас по мере
удаления от гор. Так, например, высота III надпойменной террасы
р. Нахичеванчай убывает от 50 м в верховьях до 30 м в среднем тече-
нии и до 10 м у впадения в р. Араке (Геоморфология Азербайджан-
ской ССР, 1959). Кроме этой, основной сводообразной деформации,
Г. П. Корнев (1960) выявляет в породах палеогена и неогена юго-за-
падного крыла Капуджихского поднятия ряд новейших пологих пре-
рывистых брахиантиклинальных складок, расположенных четковидно
и приуроченных к нескольким зонам северо-северо-западного прости-
рания (330—340°). Эта прерывистая складчатость началась в плиоцене
и продолжается до современности. Рост складок отражается в наличии
консеквентных глубоковрезанных ущелий рек в местах пропила локаль-
ных поднятий, древних «висячих», покинутых долин, отклонении русел
рек на участках растущих поднятий и т. д. Амплитуда их измеряется
десятками — сотнями метров.
Внутри Мегри-Ордубадского плутона проходит крупный Восточно-
Капуджихский разлом типа сброса с опущенным восточным крылом,
отделяющий Капуджихское поднятие от расположенного восточнее уз-
кого Мегринского прогиба. Последние подвижки по этому разлому про-
исходили в плиоцене или в плейстоцене (?), так как он смещает
миоплиоценовые угленосные и вулканогенно-обломочные образования,
сохранившиеся в Мегринском прогибе на отметках 1600—1800 м, но не
затрагивает верхнеплейстоценовых морен (Габриелян и Тахтаджян,
1944, примечание К. Н. Паффенгольца).
Восточнее располагается Баргушатское поднятие (до 3000 .и), ось
которого приблизительно совпадает с узкой, ограниченной разломами
полосой палеозойских отложений Зангезурского антиклинория. В под-
нятие вовлечены также в качестве его западного крыла — восточная
часть Мегри-Ордубадского плутона, а в качестве восточного — сложен-
ный юрой Кафанский антиклинорий. Близ Кафана в плиоцене или
плейстоцене имели место небольшие трещинные (?) излияния андези-
то-базальтовых лав. Глубинный Хуступ-Гиратахский разлом, разделяю-
щий Кафанский и Зангезурский антиклинории, новейших подвижек,
по-видимому, не испытывал.
302
К югу шарниры описанных новейших структур погружаются и на
широте Ордубада — Мегри испытывают поперечный синклинальный
перегиб, к которому приурочена сквозная антецедентная долина Арак-
са. Особенности ее строения отражают характер новейших движений
пересекаемых рекой структурных элементов: в зонах поднятий, особен-
но в Капуджихской, Араке течет в узком, глубоком ущелье, в котором
относительная высота террасовых уровней повышается вдвое (Асланян,
1958); в Мегринском же прогибе, который здесь сильно расширяется
и углубляется, террасы снижаются и приобретают широкое развитие
четвертичные аллювиальные отложения.
ГЛАВА VII
СРЕДНЕАРАКСИНСКИЙ
МЕЖГОРНЫЙ ПРОГИБ
Строение Среднеараксинского межгорного прогиба, обрамляющего
сооружения Малого Кавказа на юго-западе, отличается большой слож-
ностью и разнообразием. Заложенные в разное время на гетерогенном
фундаменте, отдельные его части испытывали опускание весьма раз-
личной интенсивности и длительности, и в новейшей стадии развития
обнаруживают пестроту тектонических тенденций. На одних его участ-
ках абсолютные опускания закончились уже в сармате, на других —
они, по-видимому, продолжались в мэотисе, а может быть и понте;
в последующее время все участки прогиба, хотя и в весьма различной
мере, втягиваются в абсолютное поднятие, но большая часть его остает-
ся областью относительных опусканий, а на некоторых участках про-
должалась довольно интенсивная аккумуляция осадков.
Мы включаем в состав Среднеараксинского прогиба кроме Нахи-
чеванской и Араратской впадин, также Ереванскую (Котайкскую) впа-
дину, выполненную мощными толщами миоценовых отложений, исто-
рия которой в течение неогена и антропогена принципиально мало
отличалась от истории Нахичеванской впадины. Мы включаем в Сред-
неараксинский прогиб также молодую Джульфа-Ордубадскую впадину.
В связи с этим северо-восточная граница Среднеараксинского межгор-
ного прогиба проводится для неотектонической стадии следующим об-
разом: она идет вдоль южного подножия Арагаца (севернее Октембе-
ряна), далее глубоко вдается в виде залива к северо-востоку, проходя
через вулканы Араилер, Гутан-сар и Атис, затем следует к юго-западу
через Джрвеж — юго-восточную окраину г. Еревана, здесь резко пово-
рачивает к юго-востоку, следует вдоль северо-восточного борта Арарат-
ской и Нахичеванской котловин, через ст. Арарат — Садарак — Азна-
бюрт — низовья р. Алинджа-чай и далее проходит по левобережью
р. Аракса несколько севернее г. Джульфа к г. Ордубаду, где прогиб
замыкается. Южная часть прогиба (занимающая несколько больше
половины его площади), находится на территории Турции и Ирана. По
характеру новейших движений Среднеараксинский поогиб в свете
последних данных (Асланян, 1958; Габриелян, 1958; Арзуманян, 1962)
можно подразделить на следующие тектонические элементы: 1) Ере-
ванскую (Котайкскую) моноклиналь, развившуюся из одноименной впа-
дины; 2) Енгиджинское погребенное поднятие; 3) Араратскую впадину,
состоящую из четырех частных элементов; 4) поперечное поднятие
Волчьих ворот; 5) Нахичеванскую впадину, состоящую из трех частных
элементов; 6) Неграмское поперечное поднятие; 7) Джульфинскую
впадину.
Ереванская (Котайкская, Нижнеразданская) впадина, за-
нимающая район Канакерского и Егвардского плато, образует как бы
303
глубокий «залив» Среднеараксинского межгорного прогиба, вдающийся
в юго-западное крыло сооружения Малого Кавказа. Эта межгорная
депрессия развивалась как остаточная впадина в пределах отмираю-
щего Ереванского геосинклинального прогиба и была заполнена мощ-
ными молассовыми, в том числе соленосными, толщами олигоцена и
миоцена до сармата включительно. Складчатость в средине и в конце
Рис. 62. Солянокупольные струк-
туры Нижнераздаиской впади-
ны. По С. К. Арзуманяну
А — схематический геологиче-
ский разрез Аванекого соляного
купола и Разданекой соляной
антиклинали: / — верхнеплиоце-
новые и постплиоцеиовые лавы;
2 — верхний миоцен (мактровый
горизонт — глины и известня-
ки); 3— верхний мноцеи (рыб-
ный горизонт — глины с про-
5 слойками горючих сланцев);
4 — средний миоцен (гипсонос-
иый горизонт); 5 — средний
миоцен (солеиосный горизонт);
6 — нижний миоцен (переход-
ный горизонт пестроцветной
толщи); 7 — нарушения.
Б — схематическая структурная
карта Разданекой соляной анти-
клинали: 1 — горизонтали по
кровле соли (нарушения); 2—
глубокие скважины; 3 — струк-
турные скважниы
миоцена привела к возникновению ряда складок северо-восточного про-
стирания (Разданской, Егвардской, Аванской и др.), более сжатых
и частых в юго-восточной части впадины и более пологих и редких
в ее центральной части. Шарниры складок, вплоть до Нурнуса и
г. Атис на северо-востоке обнаруживают некоторое погружение к севе-
ро-востоку. Простые линейные складки с углами падения до 20—30°,
установленные в пестроцветной толще Pg® — N}, в вышележащей соле-
носной толще сильно осложнены явлениями нагнетания соли в своды
антиклиналей; в некоторых из них мощность соленосной толщи в 2—
3 раза больше, чем в смежных синклиналях (рис. 62). Местами под
верхнеплиоценовыми базальтами выявлены бурением и геофизически-
ми исследованиями овальные и почти изометричные структуры типа
соляных куполов, например, Аванский, Зангинский, Эларский, Арамус-
ский, Нурнусский, Егвардский, Мугнийский (Мовсесян, 1963; Арзума-
нян, 1962). Складки были сильно размыты в среднем плиоцене, но неко-
торые из них в ослабленной форме развивались до конца плиоцена.
В акчагыле складчатые структуры на всей площади Ереванской впа-
дины и значительной части Араратской были с угловым несогласием
перекрыты покровами долеритовых базальтов. Последующие движения
глыбового характера в конце плиоцена и нижнем плейстоцене, вновь
обособили эти тектонические элементы, создав своеобразную ступенча-
тую структуру. По Енгиджинской зоне разломов Араратская впадина
была относительно опущена на 300—400 м и заполнена озерными осад-
ками, а Ереванская — соответственно приподнята. В районе северо-
восточной окраины г. Еревана в долеритовых базальтах возникло вто-
рое нарушение типа флексуры амплитудой до 200 м, также с поднятым
северо-восточным крылом. Далее к северо-востоку в залегании этих лав
обнаруживается очень пологий (1,5—2°) моноклинальный подъем,
304
осложняемый лишь немногими мелкими сбросами и флексурами, а за-
тем примерно по линии, соединяющей вулканы Араилер — Гетансар
и экструзивный массив Атис, долеритовые базальты образуют еще одну
значительную флексуру (амплитудой от 200 м до 500 м в бассейне
р. Касах), которая, как и предыдущие, контролируется разломами
в фундаменте. Близ юго-восточной границы впадины, также имеющей
характер флексуры или сброса (?), верхнеплиоценовые и четвертичные
лавы несколько приподняты. Западная граница Ереванской депрессии
неясна *.
Енг и дж и некое погребенное поднятие представляет
узкий горст запад-северо-западного простирания на границе Ереван-
ской и Араратской впадин, вытянутый по линии Енгиджа — Паракар —
Эчмиадзин. Бурением доказаны чрезвычайно резкие, скачкообразные
изменения разреза и глубины залегания фундамента (более 5 клг?) на
его северо-восточном крыле, позволившие связать его происхождение
с длительно развивавшимся глубинным разломом (Асланян, 1954),
ограничивающим с северо-востока Араратскую впадину. Впоследствии
аналогичный разлом был выявлен вдоль его юго-западного борта. Ме-
таморфический фундамент поднят в Енгиджинском горсте примерно до
уровня моря. Мощность чехла кайнозойских отложений, обладающих
резко сокращенным разрезом, в осевой части поднятия не превышает
700 м. С верхнего мела до конца сармата Енгиджинский блок испыты-
вал относительное, а временами абсолютное поднятие, мел здесь отсут-
ствует, а разрез палеогена — миоцена сокращен до нескольких сотен
метров; напротив к северу от него (в Ереванском прогибе) накаплива-
лись мощные толщи верхнемеловых палеогеновых и миоценовых отло-
жений (около 5 км). К югу от Енгиджинского поднятия, по крайней
мере, с палеогена также происходили глубокие погружения. В плиоцене
и антропогене Енгиджинский блок приобрел значение промежуточной
узкой ступени между продолжающей относительное опускание Арарат-
ской впадиной и начавшей испытывать слабый подъем Ереванской.
В рельефе Енгиджинское поднятие проявляется слабо, однако рост его
в течение плиоцена и антропогена доказывается резким сокращением
(до полного выпадения из разреза) верхнемиоценовых, плиоценовых
и большей части четвертичных отложений в его сводовой части, где
почти на поверхности залегает красноцветная толща верхнего олиго-
цена — нижнего миоцена. Севернее Енгиджинского блока до развалин
Кармир-Блура р. Раздан протекает по узкому каньону, в пределах
горста течет в корытообразной долине, а к югу от него образует конус
выноса. На его южном борту наблюдается погружение к югу моло-
дых террас. Все эти признаки свидетельствуют о современной тек-
тонической активности Енгиджинского блока (Арзуманян, Симо-
нян, 1964).
Араратская впадина, расположенная к юго-западу от
Енгиджинского поднятия, представляет довольно сложную и еще недо-
статочно изученную тектоническую единицу. Общей особенностью ее
истории в плиоцене — антропогене было относительное (местами, и
абсолютное) опускание и широкое развитие процессов осадконакопле-
ния, отразившиеся в плоском аккумулятивном рельефе большей части
котловины. Однако интенсивность и время проявления этих процессов
на разных участках впадины были весьма различны, что позволяет
выделить в ней для рассматриваемой стадии четыре частных структур-
ных элемента: 1) Октемберян-Арташатскую впадину второго порядка.
* Согласно новейшим исследованиям Г. П. Симоняна (1965) в структуре Ере-
ванской нпадины выделяются два прогиба, прилегающие к долинам рек Раздана и Ка-
саха и разделенные поднятием, занимающим участок их междуречья (Егвардское пла-
то). Мощность миоцена здесь сокращается, соленосная толща замещается маломощной
гипсоносной толщей, а складчатость почти отсутствует.
20 0731
305
занимающую центральную часть Араратской котловины; 2) зону за-
падного крыла Араратской впадины; 3) Араратское поднятие; 4) Сада-
ракскую мульду.
Два первых элемента, занимающих большую северо-западную и
центральную часть Араратской впадины, мы рассмотрим совместно.
На протяжении неотектонической стадии строение этого района испы-
тало существенную перестройку, и структуры миоплиоценового и верх-
неплиоцен-антропогенового комплексов поэтому резко различны.
В структуре первого комплекса выделяется глубокий Октемберянский
прогиб, уходящий на запад в пределы Турции. Он заполнен лагунно-
континентальными преимущественно песчано-глинистыми и гипсо-соле-
носными молассами верхнего олигоцена и миоцена вплоть до верхнего
сармата (а может быть и до мэотиса) включительно, общей мощностью
свыше 3000 м. В нижнем — среднем плиоцене этот комплекс отложений
был смят в крупные линейные складки запад-северо-западного прости-
рания и рассечен продольными разрывами.
Отложения миоцена, смятые в складки запад-северо-западного про-
стирания, в западной части Араратской впадины с размывом и несо-
гласием перекрываются покровами верхнеплиоценовых долеритовых
базальтов мощностью от нескольких десятков до 200 м. Впоследствии
западная часть котловины была относительно приподнята и ныне пред-
ставляет в структуре верхнеплиоценовых лав пологую моноклиналь
с падением к юго-востоку и востоку. Абсолютные отметки их подошвы
снижаются от низовьев р. Ахурян к востоку от 1200 до 600—450 м. На
западе лавы прорезаны ущельями рек Ахуряна и Аракса на 300 м
ниже своего основания, а восточнее — между Октемберяном и Арташа-
том — погружаются под толщу верхнеплиоценовых и плейстоценовых
аллювиально-озерных осадков и прослаивающих их лавовых потоков
общей мощностью в 200—350 м. В структуре верхнеплиоцен-антропо-
генового комплекса Октемберян-Арташатская впадина имеет характер
широкой плоской субширотной брахисинклинали, ось которой проходит
несколько севернее р. Аракса. К северо-востоку, к Енгиджинскому под-
нятию, верхнеплиоцен-четвертичные, а затем и миоценовые отложения
выклиниваются. Далее к юго-востоку северо-восточное крыло впадины
четко фиксируется по погружению в сторону ее оси, т. е. к юго-западу,
галечников Советашенской наклонной террасы, имеющих, по-видимому,
апшеронский возраст. Простая структура впадины осложняется поло-
гими брахискладчатыми формами с углами падения 1—15° и амплиту-
дой по миоценовым слоям до 300 м. Продолжающийся рост складок
отражается на конфигурации русел рек Аракса, Раздана, Сев-Джура.
С. К. Арзуманян и Г. П. Симонян (1964) связывают эти нарушения
с зачаточными явлениями соляной тектоники (мощность соляной тол-
щи составляет здесь 900—1300 эй).
В юго-восточной части впадины (в районе устья р. Веди) ее дни-
ще несколько воздымается, и на поверхность в виде отдельных неболь-
ших островных гор выступает кое-где палеозойский фундамент (гора
Сары-Баба, гора Хор-Вираб). Этот участок выделяется в качестве Ара-
ратского поперечного поднятия.
Еще далее к юго-востоку между ст. Арарат и сел. Садарак впади-
на вновь углубляется и расширяется, образуя небольшую Садаракскую
мульду.
Более крупное поперечное поднятие Волчьих ворот,
в котором среднепалеозойское основание на 400 м поднимается над
аккумулятивной поверхностью Араксинского прогиба, отделяет Арак-
синскую впадину от Нахичеванской. Наличие нескольких сквозных эро-
зионных ущелий, прорезающих палеозойскую гряду, говорите древности
этой поперечной тектонической перемычки, которая в процессе своего
306
длительного роста, по-видимому, начиная с миоплиоцена, пропилива-
лась антецедентной долиной палео-Аракса.
Нахичеванская впадина выполнена мощными толщами
олигоценовых и миоценовых (до верхнего сармата включительно) отло-
жений. Верхнесарматские отложения залегают трансгрессивно или да-
же с угловым несогласием, с конгломератом в основании не только на
среднесарматских, но и более древних миоценовых образованиях. В на-
чале неотектонической стадии выполняющие впадину толщи подверг-
лись складчатости покровного типа, более интенсивной в ее краевой
зоне, где складки приобрели северо-западное простирание, параллель-
ное ее бортам, и более пологой в ее внутренней части, где они прости-
раются в антикавказском, северо-восточном направлении. Складкообра-
зовательные движения начались перед поздним сарматом (в приборто-
вой зоне впадины) и закончились, вероятно, в среднем плиоцене.
В дальнейшем впадина испытывала лишь относительное опускание,
т. е. отставала в темпе поднятия от окружающих территорий. В конце
плиоцена (апшероне?) в ее пределах накопился горизонт аллювиально-
пролювиальных галечных отложений, слагающих самую древнюю силь-
но деформированную цокольную террасу р. Аракса. Абсолютное воз-
дымание в Нахичеванской впадине составило с мэотиса около 700—
1000 м. По характеру новейших движений в Нахичеванской впадине
выделяются три части. Ее северо-западную часть занимает Норашенская
впадина второго порядка, в которой в антропогене происходила значитель-
ная аккумуляция аллювия; здесь поверхность апшеронской аккумуля-
тивной террасы погружается под уровень поймы р. Аракса (в районе
впадения р. Аракса). Среднюю часть образует меридионально вытяну-
тое очень пологое Киврагское поперечное поднятие. Оно сложено мио-
ценовыми отложениями, несогласно перекрытыми апшеронскими (?)
галечниками Киврагского, Дуздагского и других наклонных плато;
покров галечников переклинально падает под углами 2—3° к западу,
юго-западу и югу от района Карабагляр — Азнабюрт, где они залегают
выше всего на относительных высотах от 50 до 100 Л1, и как бы окайм-
ляют южное окончание Южно-Даралагезского поднятия. Эти наклон-
ные плато глубоко прорезаны террасированными долинами современ-
ных рек, в том числе р. Араксом между ст. Шахтахты и г. Нахичева-
нем. Юго-восточную часть описываемой депрессии занимает собственно
Нахичеванская впадина (второго порядка), в пределах которой приоб-
ретают значительное распространение широкие аккумулятивные и цо-
кольные террасы Аракса и Нахичеванчая. Террасы последней реки
заметно понижаются с севера на юг: у выхода р. Нахичеванчая из гор
высота III террасы составляет 30 м, а к ее устью снижается до 10 м.
Вдоль северо-восточного борта Араксинского прогиба, в той его части,
где он граничит с выступом палеозоя Даралагезского антиклинория —
т. е. от ст. Арарат на северо-западе до сел. Азнабюрт на юго-востоке,
установлен крупный разрыв типа взброса, по которому палеозой надви-
нут на олигоценовые и миоценовые отложения Садаракской и Нахиче-
ванской впадин. Этот разлом, по-видимому, служит продолжением
Енгиджинского глубинного шва. Близ разлома третичные отложения
смяты в сильно сжатые, крутые, а местами даже опрокинутые к юго-
западу складки, не свойственные внутренним частям прогиба, где раз-
виты пологие брахискладки. Олигоцен-миоценовый чехол на краю
впадины, по-видимому, сорван со своего основания. К зоне разлома
приурочены многочисленные источники и мощные покровы травертинов.
В восточной части Нахичеванской впадины, где палеозойский фунда-
мент глубоко погружен, этот разлом в палеогеновых отложениях пере-
ходит во флексуру, близ которой размещен ряд миоплиоценовых экс-
трузивных и субвулканнческих массивов андезитов и андезито-дацнтов:
Нагаджир, Иландаг и пр. Аналогичные, но более мелкие миоплиоцено-
20*
307
вые экструзии отмечает А. Т. Асланян (1958) и вдоль северо-восточ-
ного борта Араратской впадины.
На юго-востоке Нахичеванскую впадину замыкает куполовидное
Неграм с кое поднятие, сложенное породами от верхнего палео-
зоя до олигоцена. В его пределах щитообразно изогнута третичная
(верхнемиоценовая?) денудационная поверхность, поднятая в центре
купола до 1500—2000 м. Она несогласно срезает разные горизонты
пермских, мезозойских и палеогеновых отложений. Деформация ее про-
изошла после регрессии верхнесарматского бассейна, возможно, в верх-
нем плиоцене, когда уже существовала современная долина р. Аракса.
Иначе невозможно объяснить, почему Араке и его правый приток —
Котур-чай, протекающий по территории Ирана — пропилили в Неграм-
ском поднятии глубочайшие (до 1000—1200 лг) антецедентные ущелья,
тогда как по периферии поднятия имеются не использованные совре-
менной речной сетью тектонические седловины, возвышающиеся над
руслами этих рек всего на 100—200 м. Следовательно, в конце миоцена
район Неграмского поднятия в геоморфологическом отношении пред-
ставлял юго-восточную часть Нахичеванской межгорной равнины.
Вместе с тем, новейшее дифференциальное выпучивание Неграмского
купола (с относительной амплитудой до 1200 м и абсолютной — около
2000 лг) — наследует тенденции к поднятию, неоднократно проявляв-
шиеся, начиная с юры. К юго-востоку от Неграмского поднятия распо-
ложена самая восточная депрессия Араксинского прогиба — Джуль-
фннская (Джульфа-Ордубадская) впадина. Большая часть ее
находится за Араксом, в Иране. Левобережная часть впадины является
очень молодой и наложенной на складчатые структуры верхнемеловых
и палеогеновых отложений лишь в четвертичное время.
ГЛАВА VIII
ТАЛЫШСКОЕ ПОДНЯТИЕ
На юго-востоке сводово-глыбовое сооружение Малого Кавказа
испытывает поперечный перегиб; особенно резко он выражен в северо-
восточных зонах этого сооружения, которые погружаются под вдающий-
ся с северо-востока, со стороны Куринской межгорной впадины попе-
речный Ннжнеараксннский прогиб. Параллельно Нижнеараксинскому
поперечному прогибу в 150—200 км к юго-востоку, от него, по линии
Астара — Ардебиль проходит другой поперечный прогиб, к востоку от
которого начинается огромное сводово-глыбовое сооружение Эльбурса.
Между этими сооружениями, отделяясь от них упомянутыми попереч-
ными прогибами, располагается система новейших поднятий, играющая
роль соединительного звена между Малым Кавказом и Эльбурсом.
В литературе она не получила единого названия. Условно ее можно
назвать Талыш-Карадагской. С севера эта система новейших поднятий
ограничена Ннжнеараксннской, Нижнекуринской и отчасти Южно-Кас-
пийской впадинами, а с юга — Тавризской (Тебризской) межгорной
впадиной, продолжающейся на востоке в долину р. Аджнчай. Талыш-
Карадагское сооружение состоит из четырех основных неотектонических
элементов: крупного широтно вытянутого Карадагского поднятия; при-
мыкающего к нему на востоке и северо-востоке Талышского поднятия,
вытянутого в северо-западном — юго-восточном направлении; протя-
гивающейся к югу от этих поднятий широтной внутригорной впадины
долины р. Карасу и расположенного еще южнее также широтного Са-
валанского поднятия, в значительной своей части сложенного новейши-
ми вулканогенными толщами. На восточном конце этого поднятия
308
находится гигантский потухший вулкан Савалан, или Севеландаг
(4821 ж). Большая часть Талыш-Карадагского сооружения расположена
в пределах Северо-Западного Ирана (Иранского Азербайджана), а на
территорию СССР попадает лишь его небольшой северо-восточный
участок, отвечающий северо-восточному крылу и осевой зоне Талыш-
ского поднятия. Его юго-западное крыло и северо-западное окончание
этого поднятия находятся уже на Иранской территории.
Талышское поднятие относительно невелико — около 100 км в дли-
ну и не более 50—60 — в ширину. Оно почти целиком сложено сильно
дислоцированными мощными толщами палеогеновых отложений; в це-
лом они образуют короткий антиклинорий (брахиантиклинорий), со-
стоящий из трех основных элементов — двух антиклинориев второго
порядка (Буроварского на северо-востоке и Астаринского на юго-запа-
де) и разделяющего их широкого Ярдымлинского синклинория второго
порядка, выполненного майкопской серией. Этот синклинорий погру-
жается и расширяется к северо-западу, в сторону Нижнеараксинского
прогиба, и сужается и почти замыкается на юго-востоке, где из-под
Майкопа выступают вулканогенные толщи эоцена. Этот тектонический
план, сформированный в олигоцен-миоценовое время, в своих основных
чертах был унаследован неотектонической структурой Талыша. В по-
перечном и продольном сечении новейшая структура Талыша асиммет-
рична. Ось максимального продольного поднятия смещена к юго-запад-
ному краю, а ось наибольшего поперечного антиклинального пере-
гиба сдвинута к юго-восточной части сооружения и проходит по
линии, идущей от г. Ленкорань к юго-западу. Отчетливо намечаются
два валообразных унаследованных поднятия, из которых более значи-
тельное, Астаринское, совпадает с Талышским хребтом, идущим вдоль
Советско-Иранской границы. Эта зона испытала сводообразное новей-
шее воздымание порядка 2—2,5 км. В ее водораздельной части, по дан-
ным Б. А. Антонова (1959), хорошо прослеживаются реликты поверх-
ностей выравнивания высотой 2,4—2,5 км (по-видимому, верхнемиоце-
новая) и 2,0—2,2 км (возможно, принадлежащая акчагылу?), а на
северо-восточном склоне — апшеронскому (?) поверхность выравнивания
высотой 1,6—1,8 км. К северо-востоку уровень нижней поверхности сни-
жается от 1,6—1,8 км до 1,4—1,5 км.
Северо-восточнее расположен Ярдымлинский унаследованный про-
гиб, ограниченный в свою очередь с северо-востока Буроварским под-
нятием. Различия в амплитуде их новейшего поднятия менее значи-
тельны. В пределах обеих зон, особенно Ярдымлинского прогиба,
развита поверхность выравнивания высотой 0,9—1,2 км (по мнению
Б. А. Антонова,— скорее всего, нижнечетвертичного возраста) отделен-
ная от зоны развития более высоких поверхностей северных отрогов
Талышского хребта крутым уступом. К Ярдымлинскому прогибу при-
урочены реликты древней продольной гидросети (система палео-Лен-
кораньчая и др.), имевшей сток к юго-востоку, в сторону Каспия. Позд-
нее (по-видимому, в середине антропогена), в связи с более значи-
тельным поднятием в юго-восточной части Ярдымлинского прогиба
и регрессивной эрозией р. Виляжчай, прорезавшей все Буроварское
поднятие, эта река перехватила верховья палео-Ленкораньчая.
В северо-западной, относительно наиболее опущенной части Яр-
дымлинского прогиба амплитуда новейших поднятий не достигает 1 км,
возрастая в его юго-восточной части, на участке поперечного (также
унаследованного!), поднятия до 1,5 км. В Буроварском поднятии амп-
литуда новейшего воздымания, по-видимому, превышает 1 км, посте-
пенно уменьшаясь к северо-западу. С северо-востока это поднятие
ограничено несколькими крупными краевыми чешуйчатыми разрывами
взбросового типа, по которым палеогеновые отложения Талыша надви-
нуты на сильно смятые миоценовые отложения (до сармата включи-
309
тельно) южной части Куринского прогиба. Возраст этих нарушений
определяется тем, что на размытую поверхность сармата с угловым не-
согласием ложится акчагыл, испытавший лишь очень пологий (под
углом в несколько градусов) наклон к северо-востоку, а у юго-восточ-
ного края своего современного распространения приподнятый до 0,2 км.
К сожалению, базальную поверхность морского акчагыла нельзя непо-
средственно увязать с выровненными поверхностями, развитыми во
внутренних частях Талышских гор. Однако к юго-востоку наклон акча-
гыльских отложений постепенно возрастает, достигая максимума на
побережье Каспия между Ленкоранью и Астарой, где структуры Талы-
ша резко погружаются под косо наложенной на них западный борт
Южно-Каспийской впадины. Весьма возможно, что этот борт контроли-
руется меридиональным разломом большой глубины заложения.
В четвертичное время движения продолжались по тому же плану,
что и в плиоцене. Четвертичные речные террасы в основном распростра-
нены в северо-восточных предгорьях Талыша, где они более или менее
увязываются с морскими террасами Каспия, а также в Ярдымлинской
внутригорной депрессии. Относительные высоты террас возрастают
в последней примерно в 1,5 раза. Так, например, наиболее высокая —
VII (бакинская) эрозионная терраса р. Ленкораньчай повышает свою
относительную высоту от 200 м у выхода на равнину до 300 м в Ярдым-
линской депрессии, где эта терраса постепенно сливается с поверх-
ностью выравнивания высотой 0,9—1,2 км (по Б. А. Антонову, 1959).
Наиболее распространенная III (верхнехвалынская) цокольная терра-
са р. Виляжчай, пересекающей почти все Талышское поднятие, имеет
у выхода из гор высоту 18—22 м, в зоне Буроварского поднятия повы-
шается до 40 м, в зоне Ярдымлинской депрессии — снижается до 20—
30 м, а в верховьях реки, на северо-восточном крыле Астаринского под-
нятия— вновь возрастает до 40 м. Таким образом, относительное
опускание Ярдымлинского прогиба (по сравнению со смежными зонами
поднятия) продолжается до верхнечетвертичного времени.
В целом из изложенного можно сделать вывод о том, что Талыш
представляет относительно молодое поднятие. Основная доля его воз-
дымания приходится на верхнеплиоценовое (до 1—1,5 км) и антропо-
геновое время (до 0,5 км и более?).
ГЛАВА IX
черноморская ГЛУБОКОВОДНАЯ
СУБОКЕАНИЧЕСКАЯ ВПАДИНА
И ПРОБЛЕМА ЕЕ ПРОИСХОЖДЕНИЯ
Проблемы тектонического развития Черноморской впадины в позд-
неорогенной стадии принадлежат к числу наиболее интересных, прин-
ципиально важных и вместе с тем наименее ясных вопросов неотекто-
ники не только Кавказской области, но и всего альпийского пояса,
поскольку глубоководные впадины, весьма близкие к ней по своему
тектоническому положению, морфологии, глубинному строению и, по-
видимому, имеющие сходную с ней новейшую историю, распростране-
ны в ряде районов пояса Тетиса (Западно- и Восточно-Средиземномор-
ские, Тирренская впадина и др.), а также в альпийском геосинклиналь-
ном поясе Тихоокеанского кольца. Вопросы новейшей тектоники
Черноморской и сходных с ней впадин тесно связаны с проблемой их
происхождения, ибо, по мнению многих исследователей, заложение и
формирование этих структур — или, во всяком случае, превращение их
в глубоководные депрессии с субокеаническим типом строения земной
310
коры — целиком укладывается в рамки альпийского орогенного этапа
или даже позднеорогенной стадии (а по предположению некоторых ав-
торов— например, С. А. Ковалевского, 1960) произошло даже в конце
четвертичного периода (!).
Оживленное обсуждение вопросов, связанных с происхождением
и новейшей геологической историей Черноморской впадины, ведется
в литературе уже более 50 лет, но до последнего времени оно носило
несколько спекулятивный характер, так как мнения по этим вопросам
основывались либо на некоторых общих теоретических соображениях,
либо лишь на анализе, нередко весьма одностороннем, геологических,
геоморфологических или биогеографических данных, относящихся к по-
бережьям Черного моря. Лишь в монографии А. Д. Архангельского
и Н. М Страхова (1938) для решения вопросов геологического разви-
тия Черного моря был впервые привлечен обширный для того времени
фактический материал по рельефу, донным осадкам п террасам Чер-
ного Моря. Интересные попытки комплексного подхода к проблеме про-
исхождения и новейшей истории Черного моря были сделаны в работах
М. В. Муратова. В последние годы положение существенно измени-
лось. Работами института Океанологии АН СССР, Отделения морских
геофизических работ (ОМГР) ВНИИГеофизики и других учреждений
были значительно более детально изучены рельеф дна Черного моря
(Гончаров, 1958 и др.), литология выстилающих его осадков (Емелья-
нов, Шимкус, 1962, 1963), характер гравитационного поля (Ю. Э. Бу-
ланже и др.), магнитного поля (М. А. Эфендиева, 1965; Гайнанов и др.,
1966), строение земной коры в целом по данным ГСЗ (Ю. П. Непроч-
ной) — рис. 63 и строение верхней части ее осадочного комплекса по
данным морской сейсморазведки (В. В. и Р. А. Бокун, В. А. Корнев,
В. А. Левченко, Я. П. Маловицкий и др.) — рис. 64, 65, сейсмические
условия (Левицкая, Муратов, 1959). Наконец, важное значение для
выяснения строения и новейшей истории Черноморской котловины име-
ли результаты глубокого бурения и геофизических исследований, про-
водившихся на ее периферии, в частности на Черноморском побережье
Кавказа, и систематическое изучение морских Черноморских террас
(П. В. Федоров, 1963).
Однако полученных до сих пор данных, несмотря на их исключи-
тельную ценность, пока еще явно недостаточно, чтобы составить впол-
не обоснованную картину геологического строения Черноморской впа-
дины, в частности, строения выполняющего ее неоген-четвертичного
комплекса, и воссоздать достоверную картину ее формирования и но-
вейшей истории. Поэтому в излагаемых ниже представлениях (рис. 66)
неизбежно, имеется много предположительного и дискуссионного. Одна-
ко мы по возможности постараемся отделять гипотетические положе-
ния от твердо установленных фактов.
Черноморская глубоководная впадина почти целиком (за исключе-
нием северо-западного участка между Крымом и Добруджей) распо-
лагается внутри рамы альпийских горных сооружений, причем границы
впадины, за которые можно принять край шельфовой зоны или конти-
нентальный склон, либо простираются параллельно складчатым струк-
турам этих сооружений, либо срезают их под острым углом. По харак-
теру подводного рельефа и структуре верхних и глубоких горизонтов
земной коры Черноморская впадина неоднородна. В ней отчетливо раз-
личаются относительно узкие краевые, периферические зоны и внут-
ренняя, наиболее глубоководная часть.
Периферические зоны Черноморской впадины выражены в рельефе
либо в виде узкой зоны крутого континентального склона, либо в виде
несколько более широких и сложно построенных зон с относительно
сильно расчлененным подводным рельефом с глубинами от нескольких
сотен метров до— 1,5—2 км. Земная кора периферических зон относится
311
Рис. 63. Схема глубинного строения Черноморской впадины. По Ю. П. Непрочнову и др.
северная граница зоны отсутствия «гранитного слоя»; 2-изопахит осадочной толщи (в л-лг); 3 - изогипсы поверхности Мохоровичича
(в хлг); 4-линии профилей ГСЗ; 5-линии профилей МОВ
по своему составу к «материковому» типу, но она здесь тоньше (25—
35 км), чем под смежными горными сооружениями; особенно утоньшен
в целом (до нескольких километров) «гранитно-метаморфический
слой», хотя местами в этих зонах, например, к югу от Крыма и к запа-
ду от Сухуми выявляются его локальные утолщения с выступами вверх.
Подобные зоны, прослеживаемые вдоль побережья Горного Крыма,
Северо-Западного Кавказа, Восточного Понта, представляют собой
Рис- 64. Предварительная тектоническая схема морского погружения Северо-Западного Кавказа.
По Я- П. Маловицкому и др., 1963
а — глубинные разломы и флексуры; б — границы тектонических зон; в — оси синклиналей; г —
оси антиклиналей; д— границы структурных форм; е — направление падения; ж — изобаты;
з —контуры гравитационного максимума; « — профили МОБ, отработанные НИМГЭ; я —профи-
ли ГСЗ, отработанные ЧЭНИС; л — Анапско-Агойская зона
Антиклинали: 1 — Восточная, 2 — Западная, 3 — Семисамская, 4 — Мысхакская, 5 — Нижне-
куматорская, 6 — Среднекуматорская, 7 — Карабетовская, 8 — Зеленская, 9 — Бременская, 10 —
Благовещенская, П — разломы и ступени: а — Вышестеблиевский разлом, б — Джигин-
ский, в — Госта гаевский. г — Молдаванский, д—Геленджикский. А — Запорожская ступень. Б —
Ахтанизовская ступень, В — Гостагаевская ступень, Г — Гладковское поднятие, Д — Неберджиев-
ский прогиб, Е — Северная ступень. Тектонические зоны: I — грабеиообразное погру-
жение, II — морское продолжение Анапско-Агойской зоны, III — морское продолжение переход-
ной зоны от Северо-Западного Кавказа к Керченско-Таманскому прогибу, IV — Керченско-Таман-
ский прогиб
участки этих, а также параллельных им более древних (герцинских
и байкальских) складчатых сооружений, вовлеченные в разное время
(в палеозое, в мезозое, неоген-четвертичное время) в погружение. При
этом местами, например, вдоль побережий Северо-Западного Кавказа,
и возможно Понта, в рельефе морского дна сохраняются следы затоп-
ленного древнего горного рельефа, выработанного в субаэральных
условиях (Гончаров, Непрочнов, 1960). Следовательно, опускание этих
участков происходило уже после того, как последние испытали значи-
тельное поднятие (вместе с Большим Кавказом, Понтом и пр.) и при-
обрели, по крайней мере, среднегорный рельеф — т. е. не раньше сред-
313
О 5 10 !5 20 25км
[фф* ^^5 ГФФ |°о°оф
№ Й>	Ё<ф Ш/4
Рис. 65. Геологический разрез Колхидской впадииы на ее морском продолжении от Сухуми до Кобулети — Черное море. Составил
В, А. Левченко. 1961
/ — порфиритовая серия байоса; 2 —известняки и доломиты нижнего мела; 3 — туфогенная толща альб-сеномана; 4 — известняки верхнего
мела и палеоцена; 5 — мергели эоцена; 6 — майкопские образования; 7 — средний миоцен; & — сармат, 9 — нижний мэотнс; 10 — верхний
мэотис; 11 — понт; 12 — верхний и средний плиоцен; 13— вода; 14— тектонические нарушения
Структуры; I — Южно-Сухумская, II — Кодорская, III — Южно-Кодорская, IV — Очамчирская, V — Анаклийская
него или позднего плиоцена. Одна из таких опущенных зон, наложен-
ная несколько наискось на складчатые структуры Северо-Западного
Кавказа [Новороссийский флишевый синклинорий и гипотетический
антиклинорий (кордильеру), ограничивающий его с юго-запада], уста-
новлена между Сочи и Анапой и несколько далее на запад от Ана-
пы, где по геофизическим данным недавно выявлен опущенный участок
северо-западного окончания Кавказа. Как показывают батиметрические
Рис. 66. Тектоническая схема Черноморской впадины. Составил Е. Е. Милановский
J — добайкальская Русская платформа; 2 — выступы байкальского складчатого основания Мизнйской
плиты (Добруджа) и срединных массивов; 3 — выступы герцннского складчатого основания; 4 —- Пред-
добружинскнй мезозойский прогиб с невыясненным фундаментом; 5 — эпнбайкальскнй н эпнгерцнн-
скнй горизонтальный нли пологозалегающнй чехол Скифской, Мнзийской плит н периферических зон
Черноморской впадины; 6 — выступы палеозоя в ядрах альпийских складчатых сооружений; 7 —
складчатые сооружения северной зоны альпийского пояса; 8 — участки их поперечного погруже-
ния; 9— складчатые сооружения центральной зоны альпийского пояса; 10 — альпийские краевые
прогибы; 11— альпийские межгорные впаднны; 12—альпийские краевые массивы; 13 — чехол сре-
динных массивов; 14 — альпийские межгорные впадины, наложенные на срединные массивы; 15 —
неоген-четвертнчные наземные вулканические покровы; 16 — внутренняя наиболее древняя, самая
глубоководная часть Черноморской впаднны, лишенная «гранитного слоя» и ее контуры; 17 — пери-
ферические зоны Черноморской впаднны с байкальским или палеозойским складчатым фундамен-
том, вовлеченные в опускание в палеозое — палеогене; 18 — краевые зоны Черноморской впадины
с альпийским и более древним фундаментом, втянутые в опускание в неогене — антропогене; 19—
контур Черноморской впадины; 20 — пологие поднятия чехла в зонах с байкальским н палеозой-
ским фундаментом; 21—22 — крупнейшие разломы (2/—установленные, 22— предполагаемые); 23 —
эпицентры землетрясений в пределах Черноморской впаднны
данные (Гончаров, 1958 и др.), эта часть сооружения Северо-Западного
Кавказа опущена до глубины 1—2 км под воды моря по системе сбли-
женных продольных разломов, причем в зоне континентального склона,
на промежуточных узких ступенях выявляются остатки горного релье-
фа, а также подводные каньоны, круто погружающиеся в сторону цент-
ральной глубоководной котловины. Формы затопленного рельефа пере-
крыты здесь, по-видимому, лишь маломощным слоем новейших осад-
ков. Суммарная амплитуда относительного перемещения по этим
разломам (учитывая одновременный подъем Северо-Западного Кавка-
за) , вероятно, достигает 2—3 км.
В пределах опущенного северо-западного окончания Большого Кав-
каза (к западу от Анапы), попадающего в зону континентального
склона, на сейсмическом разрезе (Маловицкий и др., 1963) отчетливо
315
«читаются» складчатые структуры мел-палеогеновых отложений, пере-
крытые лишь весьма маломощной пленкой новейших осадков (не более
300—400 м у края шельфа и еще меньше на склоне). Этот участок,
возможно, еще в начале позднего плиоцена выступал из-под уровня
моря и служил барьером, который препятствовал соединению акчагыль-
ского бассейна, достигавшего южной части современного Таманского
полуострова, с бассейном, выполнявшим Черноморскую впадину. Таким
образом, окончательное погружение этого участка произошло, по-види-
мому, лишь в самом конце плиоцена.
Более восточный участок периферической зоны Черноморской впа-
дины — от Сочи до Сухуми — в отличие от более западного не был
наложен в позднеорогенной стадии на структуры Большого Кавказа,
а был унаследован от межгорного (тылового по отношению к Большому
Кавказу) прогиба, заложившегося еще в олигоцене — миоцене и запол-
нявшегося формацией нижних моласс.
Сочи-Адлерская и Гудаутская депрессии представляют собой от-
дельные «заливы» этого межгорного прогиба, втянутые в течение позд-
неорогенной стадии в воздымание сооружения Большого Кавказа,
а северная (Абхазско-Мегрельская) зона Рионской впадины — его
восточное окончание. Юго-западная часть этого межгорного прогиба,
«поглощенная» Черноморской впадиной, продолжала испытывать в поз-
днеорогенной стадии интенсивное опускание амплитудой до 2 км и бо-
лее (?) и заполнялась мощными толщами морских и прибрежных
молассовых образований. Эта погружающаяся краевая зона Черномор-
ской впадины сочленялась с воздымающимися сооружениями Большого
Кавказа посредством двух крупных, очень крутых региональных флек-
сур— северной Гагрской и южной Гудаутской, несомненно, являющих-
ся поверхностным выражением глубинных разломов. Бурением в районе
г. Гагры установлено, что Гагрская флексура книзу переходит во взброс
или надвиг, по которому комплекс мезозойских отложений, слагающих
южный борт сооружения Большого Кавказа, относительно поднят при-
мерно на 3 км и надвинут к югу на сильно смятые и опрокинутые отло-
жения краевой зоны Черноморской впадины. Вполне вероятно, что
Гудаутская флексура книзу переходит в аналогичный взброс или на-
двиг. И Гагрская, и Гудаутская флексуры имеют субширотное прости-
рание, т. е. ориентированы под некоторым углом к краю Черноморской
впадины, и в своих западных частях уходят в пределы ее краевой зо-
ны *, а восточнее отделяют поднятие Большого Кавказа от уже отмер-
ших, вовлеченных в воздымание участков межгорного прогиба. К вос-
току от устья р. Кодори они сливаются в единую крупнейшую Тквар-
чельскую флексуру, отделяющую Большой Кавказ от Рионской
межгорной депрессии.
К югу от Гудаутской флексуры, в пределах прибрежной части
акватории Черного моря несколько западнее Сухуми сейсмическими
работами в описываемой зоне выявлено погребенное локальное подня-
тие кровли гранитно-метаморфического фундамента (до — 5 км про-
тив— 6—8 км на смежных участках). В рельефе дна оно выражено
в виде «Гудаутской банки» с глубинами не более 100—120 м, окружен-
ной с трех сторон глубоководной зоной. По-видимому, этот участок
испытывал в плиоцен-четвертичное время относительное, а может быть,
и абсолютное поднятие, и подвергался абразии.
Самый восточный участок краевой зоны Черноморской впадины
между Сухуми и Батуми, согласно данным сейсморазведочных исследо-
ваний, проведенных В. А. Левченко (Вартанов, Гагельганц и др., 1965),
* Возможно, с подводными западными продолжениями этих глубоких разрывных
нарушений связаны ряд сейсмических очагов на глубинах 10—20 км в краевой зоне
Черноморской впадины установленных к югу от Адлера, к югу, к западу и северо-запа-
ду от Сочи [см. рис. 11 (2) в работе Каца и Рустановича, 1961].
316
сохраняет черты строения, свойственные Рионской межгорной впадине,
от наземной части которой она отличается, по-видимому, лишь несколь-
ко большей амплитудой новейшего погружения (1,5—3 км) и неполной
компенсацией его осадконакоплением, с чем связано довольно быстрое
увеличение глубин к западу от Колхидского побережья до 1 км. В те-
чение неотектонической стадии на фоне общего погружения, особенно
интенсивного в первую ее фазу, конседиментационно развивался ряд
пологих складок северо-западного простирания, кверху (в отложениях
верхнего плиоцена и антропогена) постепенно все более выполаживаю-
щихся, а также разрывов, которые также затухают в верхах разреза.
Особенно крупные разрывы ограничивают и осложняют субширотный
ступенчатый грабен в районе дельты р. Риони, к западу от которой
мощность отложений от мэотиса до голоцена достигает 2—3 км. Инте-
ресно отметить, что этот грабен, по-видимому, наложен на зону подня-
тия, существовавшего в течение палеогена и большей части миоцена.
Как далеко на запад в пределы Черного моря распространяется опи-
санный выше тип структуры, сходный с Рионской впадиной — неизвест-
но, но, вероятно, эта полоса по крайней мере достигает изобаты — 1 к;м
или 1,5 км, т. е. имеет ширину около 50 км. Вся эта зона, подобно Ри-
онской впадине, отличается довольно значительной сейсмичностью. Бо-
лее западная зона Черного моря с глубинами от 1—1,5 до 2 км, ле-
жащая между подводным продолжением Рионской межгор-
ной впадины и центральной частью Черноморской впадины, в текто-
ническом отношении также является, по-видимому, переходной между
ними. Мощность земной коры уменьшается здесь до 23—30 км главным
образом за счет сильной редукции гранитно-метаморфического «слоя» (до
3—5 км), а затем и полного его выклинивания. Но «базальтовый» слой
сохраняет здесь еще значительную мощность (до 15—20 км). В северо-
восточной части этой промежуточной зоны, примерно в 50—100 км
к юго-западу от Абхазского побережья сейсмоакустическими исследова-
ниями выявлено линейное поднятие поверхности «гранитно-метаморфи-
ческого слоя», т. е. древнего складчатого фундамента, которое проходит
в северо-западном — юго-восточном направлении. К этому поднятию
приурочена линейная зона магнитных максимумов с интенсивностью
Т до 400—500 у (Эфендиева, 1965). В сводовой части этого погребенного
поднятия мощность вышележащего осадочного комплекса сокращается
до 4 км против 6—8 км по обе стороны этого поднятия. По-видимому, это
погребенное поднятие отвечает складчатому сооружению палеозойского
или, судя по аналогии с фундаментом Дзирульского выступа—скорее
байкальского возраста, которое в дальнейшем, в течение длительного
времени, продолжало испытывать абсолютное или относительное воз-
дымание, обрамляя с юго-запада геосинклиналь Большого Кавказа,
а возможно, как-то проявляло себя еще в начале орогенного этапа.
Но в рельефе дна, по крайней мере, при современной степени его изу-
ченности это поднятие не выявляется, что указывает на ослабление или
прекращение дифференциальных поднятий рассматриваемой зоны
в плиоцен-четвертичное время. Амплитуда новейшего погружения в этой
переходной зоне неизвестна.
К участку описываемой переходной зоны, лежащему на южном
продолжении Пшехско-Адлерского поперечного глубинного разлома
между Центральным и Северо-Западным Кавказом, приурочен ряд оча-
гов землетрясений.
Краевые зоны, близкие по характеру подводного рельефа и струк-
туры к кавказской, обрамляют центральную часть глубоководной Чер-
номорской впадины с севера и с юга. Южная краевая зона граничит
на юге с горным сооружением Понта и его восточным продолжением —
западной частью Аджаро-Триалетского сооружения. Геофизически эта
317
зона не исследована, но ее подводный рельеф достаточно хорошо изу-
чен В. П. Гончаровым (1958, 1960). Для всей южной краевой зоны
характерны многочисленные очаги землетрясений, не выходящие за ее
пределы в центральную часть впадины. В рельефе ее четко выделяют-
ся три поперечных участка приблизительно равной протяженности.
Восточный участок характеризуется крутым и узким континентальным
склоном, вплотную приближенным к Аджарскому и Восточно-Понтий-
скому побережью. В своей западной широтной части континентальный
склон проходит параллельно простиранию складчатых структур и зоны
новейшего поднятия Восточного Понта, а в восточной он приобретает
северо-восточное и даже субмеридиональное направление и косо накла-
дывается на погружающиеся к западу под воды моря структуры Аджа-
ро-Триалетской системы. Однако продолжения их прослеживаются
в резко расчлененном рельефе морского дна к западу от Батуми на
несколько десятков километров, что свидетельствует, очевидно, о не-
давнем поглощении западного участка Аджаро-Триалетского сооруже-
ния расширяющейся Черноморской впадиной. К северу крутой уступ
континентального склона выполаживается и сменяется довольно широ-
кой (около 70 км) полосой, в пределах которой глубины довольно плав-
но возрастают от 1,5 до 2 км. Однако рельеф этого пологого склона
несколько осложняется отдельными уступами (разломами?) и некото-
рой волнистостью, заметно отличающей его от центральной глубоковод-
ной котловины моря. К этой полосе приурочено несколько эпицентров
землетрясений. По всей вероятности, эта широкая пологая часть краевой
зоны впадины отвечает полосе, раньше втянутой в опускание, чем узкая
и крутая прибрежная подзона, и перекрытой более мощными осадками,
но также наложенной в свое время на какие-то (по-видимому, более
древние, доальпийские) складчатые сооружения, еще не утратившие
полностью своей активности.
Особенности морфологии среднего участка южной краевой зоны,
прилегающего к Центральной части Понтийских гор (между Орду и
Инсболу), согласуются с таким предположением. На этом участке
в рельефе дна краевой зоны выделяются две подзоны. Вдоль берега
здесь тянется полоса шельфа шириной 20—30 км, которая прерывается
вдающимися в нее с юга низкими полуостровами. Последние (судя по
новейшей геологической карте Турции) в основном сложены континен-
тальными неоген-четвертичными отложениями, но на северной оконеч-
ности Синопского полуострова на поверхность снова выступают вулкано-
генные породы верхнего мела, которые в основном слагают восточную
часть Понтийского сооружения. Очевидно, эта шельфовая полоса пред-
ставляет собой зону неоген-четвертичного межгорного (или предгор-
ного по отношению к Понтийскому сооружению) Предпонтийского мо-
лассового прогиба.
Шельфовая полоса сменяется к северу полосой развития подводных
хребтов и параллельных им ложбин северо-западного простирания. Осн
их располагаются кулисообразно и под острым углом подходят с се-
веро-запада к субширотному северному борту Понтийского поднятия
и Предпонтийскому прогибу. Относительно мелководные участки под-
водных хребтов несут следы абразионного воздействия и даже затоп-
ленного субаэрального рельефа, а более глубоководные (с отметками
гребней от —0,5 до — 1,5 км) характеризуются простыми тектогенны-
ми формами, лишены резких уступов и, скорее всего, отражают круп-
ные сводово-глыбовые деформации осадочного комплекса, контролируе-
мые подвижками древнего субстрата. Четкое прямое (?) выражение
этих деформаций в рельефе дна и приуроченность к системе подводных
хребтов ряда эпицентров землетрясений говорят о развитии описывае-
мых структур в новейшей стадии. Мне представляется правильным
предположение В. П. Гончарова и Ю. П. Непрочнова (1960) о том, что ,
318
система подводных хребтов возникла в пределах доальпийской (палео-
зойской?) складчатой зоны. В собственно-геосинклинальном этапе аль-
пийского цикла она обрамляла с севера Понтийский геосинклинальный
прогиб и служила источником обломочного материала для мелового и
палеогенового флиша, а в орогенном этапе была вовлечена в погруже-
ние. перекрыта осадками, но на фоне преобладающего опускания про-
должала испытывать дифференциальные сводово-глыбовые деформа-
ции. Аналогичные древние (доальпийские) структуры, но раньше
начавшие погружаться, перекрытые более мощными осадками и ме-
нее активные в новейшей стадии, можно предполагать и к северу от
Восточного Понта.
Западный участок южной краевой зоны Черноморской впадины, при-
легающий к сооружению Западного Понта и Странджи, по характеру
рельефа представляет нечто промежуточное между средним и восточным
участками. Шельфовая полоса, постепенно расширяющаяся к западу и
сужающаяся к востоку, здесь, несомненно, наложена на альпийские склад-
чатые структуры упомянутых сооружений и отвечает их северным крыль-
ям, захваченным в неогене — антропогене опусканием Черноморской
впадины. Узкий и крутой, но сильно расчлененный подводными каньо-
нами и поперечными сбросами и грабенами (?) континентальный склон
сменяется к северу широкой полосой очень пологого подводного склона
(с глубинами 1,5—2 км), рельеф которого осложнен некоторой волни-
стостью и отчетливыми уступами сбросового происхождения. Эта по-
лоса, по-видимому, отвечает зоне развития доальпийских складчатых
структур, уже давно вовлеченной в опускания. К ней приурочено до-
вольно много эпицентров землетрясений (Соловьева, 1965).
Для северной краевой зоны, прилегающей к Крыму, мы распола-
гаем не только данными о подводном рельефе и эпицентрах землетря-
сений, но и наиболее обширными материалами геофизических исследо-
ваний. Ширина шельфовой полосы здесь крайне невыдержанная, а кон-
фигурация континентального склона имеет коленчатый характер. Шельф
образует резкое расширение к югу от Юго-Западного Крыма, отвечаю-
щее, по-видимому, недавно затопленному ядру Форосского антиклино-
рия. С запада и с востока этот выступ шельфа, с которым совпадает
гравитационный максимум, ограничен крутыми субмеридиональными
уступами, которые контролируются крупными длительно живущими
зонами глубоких и весьма протяженных поперечных нарушений. Почти
все очаги крымских землетрясений приурочены к этим зонам субме-
ридиональных разломов, особенно к восточной зоне. С последней зоной
связаны также резкая гравитационная ступень (между максимумом на
западе и минимумом на востоке) и крупный субмеридиональный маг-
нитный максимум. На северном продолжении Восточной зоны попереч-
ных разломов располагаются все крупнейшие среднеюрские интрузии
Горного Крыма и меридионально вытянутые тектонические блоки Ча-
тырдага и Салгирского грабена. Еще далее к северу это поперечное
нарушение (Симферопольский глубинный разлом, по С. А. Ковалевско-
му) отделяет относительно приподнятую западную часть эпигерцинской
плиты Степного Крыма от ее опущенной восточной части. К востоку от
этого поперечного нарушения (т. е. от Гурзуфа — Алушты) шельф
сужается до 10—20 км. В пределах этой шельфовой полосы, по-види-
мому, находится зона погребенного после юры узкого поднятия (ядро
Туакской геоантиклинали), с которого в верхнеюрское время сносился
к северу грубообломочный валунно-галечный материал, захороненный
в конгломератах горы Демерджи, мыса Меганом и пр. В составе его
присутствуют пермские известняки, верхнепалеозойские порфиры и их
туфы, палеозойские и более древние (?) кварциты и метаморфические
сланцы, а также разновозрастные гранитоиды, в частности верхнепа-
леозойские (герцинские) биотитовые граниты с возрастом 210—280 млн.
319
лет и рифейские (раннебайкальские) катаклазированные граниты
с возрастом 0,8—1,1 млрд, лет (Юрк и Добровольская, 1965). Такая
ассоциация пород, по всей вероятности, может говорить о том, что зона,
подвергавшаяся в юре размыву, представляет собой байкальскую
складчатую зону, регенерированную в герцинском цикле и игравшую
в начале альпийского цикла роль геоантиклинали (кордильеры), обрам-
лявшей с юга геосинклинальный прогиб Восточного Крыма. Западное
продолжение этой зоны, выходящее на поверхность, можно наблюдать
в выступе складчатого основания Добруджи. Южная его часть, сло-
женная зелеными сланцами рифея, принадлежит байкальской складча-
той зоне, средняя, сложенная палеозойскими образованиями— герцин-
ской, а северная, сложенная триасом (в том числе верхнетриасовым
флишем) зона Тульчи, лежащая на западном продолжении структур
Горного Крыма, представляет ^аннемезозойскую складчатую зону. Ри-
фейско-палеозойское ядро Туакского поднятия было затоплено в конце
юры и испытало новое, относительно слабое погружение в позднеоро-
генной стадии. К югу от него, в полосе континентального склона сей-
сморазведкой выявлена погребенная складчатая зона (синклинорий)
шириной в несколько десятков километров (Маловицкий и др., 1963).
Она сложена, вероятно, мезозойскими и раннетретичными отложения-
ми, смятыми в пологие крупные, осложненные разломами, складки не-
согласно перекрытые недислоцированным чехлом четвертичных и плио-
ценовых (?) осадков, мощность которых составляет несколько сотен
метров, постепенно возрастая к югу. Этот прогиб характеризуется круп-
ным минимумом силы тяжести.
По своему положению этот прогиб, установленный к югу от Восточ-
ного Крыма служит юго-западным продолжением Керченско-Таман-
ской зоны поперечного погружения, разделяющей кулисно рас-
положенные альпийские сооружения Горного Крыма и Северо-За-
падного Кавказа. С юга он ограничен субширотной зоной разлома,
с которой связан линейный магнитный максимум, тянущийся в направ-
лении п-ова Абрау. К югу от этого разлома мощная многокилометровая
толща мезо-кайнозойских и более древних (?) осадков залегает нена-
рушенно на древнем — герцинском или байкальском метаморфическом
фундаменте («гранитном слое»). К западу от подводного продолжения
Симферопольского поперечного глубинного разлома кровля этого древ-
него фундамента повышается от— 12 до 7—8 км, образуя погребенный
выступ, установленный профилями ГСЗ. Это погребенное поднятие на-
ходится на расстоянии около 50—75 км от южного берега Крыма, внут-
ри 2-километровой изобаты, и не проявляется ни в рельефе морского
дна, ни в сейсмической активности. По-видимому, оно является весьма
древней прекратившей свое развитие структурой. Но на его южном
крыле вновь наблюдается, по данным сейсморазведки, нарушенность
мезо-кайнозойских отложений, и лишь самая верхняя часть их мощ-
ностью около 1 км (антропоген и плиоцен?) лежит совершенно гори-
зонтально.
Далее к югу «гранитный слой» полностью выклинивается, и мы
переходим в центральную часть Черноморской впадины, где мощный
ненарушенный осадочный комплекс покоится непосредственно на «ба-
зальтовом слое». К югу от Керченского и Таманского полуострова
шельфовая зона резко расширяется (до 30—50 км), а континентальный
склон становится более пологим. Эти явления обычно связываются
с мощным выносом терригенного материала р. Доном и его выпадением
на этом участке (М. В. Муратов). Вполне признавая значение этого
фактора, необходимо подчеркнуть вместе с тем, что данный мелковод-
ный участок в основном приурочен к Керченско-Таманской области
поперечного погружения, разделяющей сооружения Крыма и Кавказа.
Как было показано в соответствующем разделе, интенсивные опуска-
320
ния в этой области последовательно сменялись в течение разных мо-
ментов орогенного этапа вовлечением отдельных ее участков в процес-
се складкообразования и поднятия. Можно предполагать, что и в юж-
ной, подводной зоне периклинальной области интенсивные погружения
в основном уже завершились или продолжаются лишь в отдельных
конседиментационных синклиналях, где вполне компенсируются седи-
ментацией.
Южная граница периклинальной области с подводным продолже-
нием сооружения Большого Кавказа, как показал Я. П. Маловицкий,
приблизительно совпадает с южным краем шельфа, а продолжение
структур Северо-Западного Кавказа с зоной континентального склона.
С зоной подводного продолжения Северо-Западного Кавказа связаны
крупнейший гравитационный максимум, а также значительные анома-
лии магнитного поля. Уже отмечалось, что окончательное опускание
этой зоны началось, по-видимому, лишь в позднем плиоцене, с конца
акчагыла. Строение краевой зоны в западной и северо-западной части
Черноморской впадины пока наименее изучено и наиболее проблема-
тично. В этой работе мы его рассматривать не будем.
Центральная часть Черноморской впадины с глубинами 2—2,25 км
характеризуется почти идеально ровным плоским дном *, практически
полным отсутствием сейсмических проявлений и весьма крупными по-
ложительными гравианомалиями Буге. Именно этой внутренней части
Черного моря свойственны черты «субокеанического» строения земной
коры, т. е. ее относительно малая мощность (20—25 км), отсутствие
«гранитно-метаморфического» слоя и непосредственное налегание оса-
дочного комплекса, обладающего мощностью 8—15 км, на «базальто-
вом» слое, мощность которого колеблется от 5 до 15 км. При этом там,
где мощность последнего минимальна (5—10 км), например, к юго-за-
паду от Крыма, осадочный слой достигает наибольшей толщины (12—
15 км), и, напротив, на более восточном участке впадины с утолще-
нием «базальтового слоя» до 15 км мощность осадков уменьшается до
8—10 км.
Сейсмические исследования методом отраженных волн (МОВ),
проведенные в центральной части впадины по нескольким профилям,
показали, что, по крайней мере, до глубины 4—5 км ниже уровня дна
моря осадочный комплекс характеризуется четкой горизонтальной слои-
стостью и большой выдержанностью многочисленных отражающих
сейсмических горизонтов на многие десятки километров. Максимальные
наклоны слоев не превышают здесь 2—3 м/км. Подошва осадочного
комплекса, по данным ГСЗ, также залегает горизонтально. Эта цент-
ральная зона впадины вытянута субширотно вдоль ее оси в виде поло-
сы шириной от 100 км в западной ее части до 150—200 м в средней
и восточной, и слепо заканчивается на востоке примерно на меридиане
Сочи или Гагры, а на западе — на меридиане Босфора. Какая часть
из заполняющей впадину мощной толщи осадков накопилась во время
неотектонической стадии — нам точно неизвестно. Но некоторые косвен-
ные данные для суждения об этом мы можем получить, исходя из
цифр, характеризующих скорость современного осадконакопления
в глубоководной зоне Черного моря (Емельянов, Шимкус, 1962, 1963).
По материалам многочисленных колонок донных осадков мощность
современных и древнечерноморских илов составляет в среднем 1—2 м.
Если принять среднюю мощность в 1,5 м (что, по-видимому, несколь-
ко завышено), а время накопления этих осадков — за 10 тыс. лет (Фе-
доров, 1963), мы получим скорости седиментации порядка 0,15 м в ты-
* Существование здесь отдельных подводных возвышенностей, трактовавшихся
С. А. Ковалевским как подводные вулканы, новейшими детальными батиметрическими
исследованиями не подтверждается (Гончаров, 1962).
21 0731
321
сячу лет, или 75 .ч за 0,5 млн. лет (т. е. за антропоген), или, наконец,
1,5 км за 10 млн. лет, т. е. за всю новейшую стадию.
Весьма близкие цифры скорости накопления глубоководных илов
Черного моря—12 и 36 см за 1000 лет—были получены методами
изотопной геохронологии (Старик и др., 1959, 1961). Однако механиче-
ская экстраполяция этих цифр на всю неотектоническую стадию даст
нам явно завышенные величины. Во-первых, поправка на уплотнение
осадков уменьшает среднюю скорость седиментации примерно в два
раза (Гамильтон, 1964), следовательно, средняя мощность отложений
всей новейшей стадии составит после их уплотнения около 0,75 км —
максимум 1 км. Во-вторых, в замкнутом бассейне Черноморского типа
интенсивность осадконакопления сильно зависела от гипсометрии и
степени расчлененности областей питания и поэтому в связи с подъе-
мом последних в течение новейшей стадии должна была со временем
значительно возрастать. Надо также иметь в виду, что основной постав-
щик терригенного материала, поступающего в Черное море,— р. Дунай,
дающая до 75% всего твердого стока, который собирает воды и осадки
с Альп, Карпат, Динарид и Балкан,— возник в его современном виде
не раньше конца плиоцена, а в течение плиоцена почти весь твердый
сток с этих сооружений «улавливался» в Паннонской и Валахской де-
прессиях и почти не достигал Черноморского водоема. С Русской равни-
ны же поступает лишь ничтожная часть всего твердого стока. Следова-
тельно, полученные цифры нуждаются в существенном уменьшении:
вероятно, с позднего сармата в центральной части Черноморской впа-
дины накопилось не более 0,5 км осадков. Во всяком случае, можно
полагать, что мощность осадков, отложившихся в центральной части
Черноморской впадины, составляет лишь незначительную часть от об-
щей толщины осадочного комплекса.
Эти цифры предполагаемого порядка мощностей новейших отло-
жений в центральной части Черноморской впадины (около 0,5 км) не
противоречат мощностям одновозрастных осадков, установленным бу-
рением и сейсмикой на ее восточной периферии, в осевой зоне Рион-
ской межгорной впадины, которая испытывала наиболее интенсивное
компенсационное (?) погружение в связи с воздыманием Большого и
Малого Кавказа и заполнялась мощными толщами грубообломочного
материала, сносимого с этих сооружений. Здесь максимальные мощ-
ности отложений мэотиса — антропогена достигают 2—3 км. Вполне
естественно, что мощности новейших осадков оказываются здесь, на
периферии Черноморской впадины несколько больше, чем предпола-
гаемые мощности последних в ее центральной глубоководной зоне, уда-
ленной от источников сноса.
Однако приведенные цифры мощностей будут характеризовать
амплитуду новейшего погружения в Черноморской впадине лишь в том
случае, если мы допустим, что осадконакопление по своей скорости
приблизительно уравновешивало погружения или, иначе говоря, что
центральная часть Черноморской впадины в начале новейшей стадии
обладала примерно такими же глубинами, что и в настоящее время.
Если же она была в конце миоцена мелководным бассейном или даже
представляла собой сушу, как предполагают некоторые исследователи,
то амплитуда ее последующего погружения окажется гораздо большей
и составит не менее 3—4 км, поскольку в этом случае скорость осадко-
накопления в центральной части впадины должна была бы быть в на-
чале неотектонической стадии значительно большей, так как терри-
генный материал не сгружался бы тогда в основном в краевых зонах,
а распространялся бы по всей площади водоема более равномерно.
Однако мне представляется, что для предположения о столь гран-
диозном (3—4 км) некомпенсированном опускании Черноморской впа-
дины в течение неотектонической стадии, т. е. за последние 10 млн. лет,
322
нет достаточных оснований. Такое предположение требовало бы приня-
тия одного из следующих допущений:
а)	некомпенсированное глубокое погружение впадины происходи-
ло без изменения строения и мощности консолидированной земной
коры, существовавшего в начале неотектонической стадии. В таком
случае поверхность обширной Черноморской области с маломощной
корой субокеанического типа первоначально должна была располагать-
ся примерно на уровне моря; но подобная картина нигде на земном
шаре, по-видимому, не имеет места, поскольку она неизбежно сопро-
вождалась бы огромным нарушением изостатического равновесия.
Такое предположение является крайне неправдоподобным;
б)	некомпенсированное глубокое погружение впадины сопровож-
далось или скорее вызывалось одновременным с ним геологически чре-
звычайно быстрым, происшедшим за 10—20 млн. лет уменьшением
мощности всей земной коры минимум на 10—15 км и полным исчезно-
вением «гранитно-метаморфического слоя» при сохранении ненарушен-
ного горизонтального залегания осадочного «слоя» и четкости его
нижней границы с базальтовым слоем. В этом случае особенно резкие
нарушения изостазии не имели бы места. Подобное преобразование
структуры коры связывается разными исследователями по крайней ме-
ре,— с тремя различными гипотетическими механизмами. Рассматривая
ниже эти три различные гипотезы, объясняющие новообразование Чер-
номорской впадины и родственных ей структур, нам неизбежно при-
дется вступить в область самых общих и самых спорных проблем тео-
ретической тектоники. Однако мы все же вынуждены будем хотя бы
очень кратко высказать свое отношение к этим гипотезам, чтобы пока-
зать малую, с нашей точки зрения, обоснованность всех предположе-
ний о новообразовании центральной части Черноморской впадины, как
глубоководной субокеанической депрессии, по крайней мере, в течение
позднеорогенной стадии или даже всего орогенного этапа.
1.	М. В. Муратов (1955) высказал предположение об имевшем
место в олигоцене — неогене оттоке вещества «гранитного слоя» из-под
Черноморской впадины в стороны смежных горных сооружений, вызвав-
шем утолщение коры в их пределах и проседание впадины. Но подоб-
ный процесс чрезвычайно быстрой горизонтальной миграции на сотни
километров вещества «гранитного» слоя, по-видимому, мало реален.
Во-первых, «гранитно-метаморфический слой», располагавшийся под го-
ризонтальным осадочным чехлом на глубинах всего 8—15 км, в усло-
виях нормального теплового режима должен был находиться в твер-
дом состоянии и не мог течь, тем более на огромное расстояние. Во-
вторых, непонятно, почему в миграции участвовало вещество только
этого «слоя», а выше- и нижележащий «слой» оставались на месте.
В-третьих, возникновение «корней гор» складчатых сооружений, как
мы знаем, во многих случаях не сопровождается образованием по со-
седству с ними субокеанических впадин; у сооружений же, обрамляю-
щих Черноморскую впадину, утолщения гранитного слоя не только не
превышают их обычные размеры, но, напротив, оказываются аномально
малыми (Большой Кавказ в целом) или даже вообще отсутствуют
(Крым, Северо-Западный Кавказ).
2.	Гипотеза «базификации» или «океанизации», выдвинутая около
10 лет назад В. В. Белоусовым, в близком виде развиваемая в послед-
нее время В. В. Тихомировым и поддерживаемая Ю. М. Шейнманном,
А. А. Борисовым и другими, предполагает существование процесса
метасоматической переработки кристаллической коры в результате
подъема и проникновения в нее в том или ином виде из мантии основ-
ного, «мафического» вещества; этот процесс приводит в результате
к частичному или неполному перерождению «гранитного слоя» геофи-
зиков в «базальтовый», а последнего — в эклогитовое (или по другому
21*
323-
варианту — в ультраосновное) вещество верхней мантии и соответ-
ственно— к перемещению вверх поверхностей раздела Конрада и Мо-
хоровичича. Эта гипотеза была выдвинута, прежде всего, как попытка
объяснить происхождение впадин «океанов» («вторичных» океанов
Атлантического типа); и, действительно, гипотеза базификации, как
будто, способна дать удовлетворительный ответ на некоторые сложные
геологические вопросы, связанные с их образованием и, в частности,
удачно объясняет наложенный, несогласный с древними структурами
характер многих их границ и факты сноса в прошлом терригенного
материала из области современного океана в сторону нынешнего кон-
тинента. Образование же субокеанических впадин типа Черного моря,
с точки зрения гипотезы океанизации, является лишь миниатюрной мо-
делью того процесса базификации, который в грандиозных, планетар-
ных масштабах протекает при формировании вторичных океанических
впадин. Надо заметить, что если бы эта проблема касалась не проис-
хождения океанических впадин с характерными для них строением
и мощностью коры, а только относительно небольших впадин типа Чер-
номорской, то вряд ли бы возникла необходимость привлекать для
объяснения природы последних столь грандиозный и пока сугубо зага-
дочный процесс. Характерно в этой связи, что даже некоторые сто-
ронники идеи «базификации» и вторичного происхождения «безгранит-
ных» впадин океанов и ряда окраинных и внутренних морей, например
Б. А. Петрушевский (1964), А. Л. Яншин (1965), склонны допустить
для Черноморской впадины реликтовое происхождение.
Неясность физической сущности и механизма процесса базифика-
ции вызывает в настоящее время большое сомнение в принципиальной
возможности течения этого процесса, в его реальности и, тем самым,
препятствует принятию рассматриваемой гипотезы. Но надо заметить,
что сама по себе «загадочность» процесса базификации не может счи-
таться решающим аргументом против этой идеи, ибо, если с ее пози-
ций получает свое естественное и стройное объяснение вся совокуп-
ность геологических фактов и закономерностей, связанных с проблемой
океанов, то нельзя отбрасывать представление о базификации и, напро-
тив, следует пытаться раскрыть физико-химическую сущность этого
гипотетического глубинного процесса.
Однако некоторые важнейшие вопросы не получают в свете гипо-
тезы базификации своего удовлетворительного освещения. Так, в част-
ности, остается неясным, каким образом полному перерождению и пре-
вращению в «базальт» может подвергаться весь «гранитно-метаморфи-
ческий слой», тогда как осадочный слой, например в Черноморской
впадине,— совершенно не затрагивается данным процессом, хотя ниж-
ние горизонты мощного «осадочного слоя» в этой впадине являются
заведомо более древними, чем процесс базификации, который, согласно
представлениям сторонников этой гипотезы, происходил в кайнозое.
При этом подошва «осадочного слоя» и его внутренняя стратификация
сохраняют свою четкость и первичное горизонтальное положение. Пер-
воначально В. В. Белоусовым предполагалось, что повышение уровня
границы Мохо при базификации отражает-фазовый переход «базаль-
тового» или габбрового вещества нижней части коры в эклогитовое
вещество верхней мантии. Однако в настоящее время, когда для веще-
ства последней, по крайней мере под океаном, большинством исследо-
вателей принимается не эклогитовый, а ультраосновной состав,— появ-
ляется дополнительная трудность, связанная с необходимостью как-то
объяснить превращение основного вещества «базальтового слоя» коры
в ультраосновное — верхней мантии. При этом остается непонятным,
куда исчезает избыток относительно легкого кислого вещества коры, ме-
тасоматически замещенного при базификации тяжелыми дериватами
верхней мантии. Боковая его миграция, связанная с конвекционными
324
горизонтальными течениями в верхней мантии, гипотезой базификации
как будто исключается; если же оно остается в пределах той вертикаль-
ной призмы, в которой оно находилось до базификации в земной коре,
то присутствие избытка легкого кислого вещества даже на большой глу-
бине, как это отмечалось Е. Н. Люстихом, неизбежно должно продолжать
отражаться в характеристике гравитационного поля вторичных океани-
ческих и субокеанических впадин, что в действительности не имеет
места.
Далее, предполагаемая В. В. Белоусовым молодость (мезо-кайно-
зой, а в ряде случаев — кайнозой) глубоких океанических и субокеани-
ческих впадин, являющихся главными вместилищами воды на нашей
планете, требует допущения того, что большая часть (не менее поло-
вины) всей воды на Земле образовалась ювенильным путем, в процес-
се вулканических извержений, происходивших за этот короткий срок,
составляющий всего 5% от всей длительности жизни Земли. Но если
считать, что не только вода, но и вся мощная земная кора в целом,
в конечном счете, является порождением того же вулканического про-
цесса (Вильсон, 1959; А4архинин, 1964, и пр.), и учесть, что существен-
ного «наращивания» земной коры за мезо-кайнозойское время не
произошло (а с точки зрения гипотезы океанизации, напротив, имела
место даже ее значительная редукция) — то станет очевидным, что вул-
канические процессы, происходившие в мезо-кайнозое, никоим образом
не могли вдвое увеличить массу воды на поверхности Земли. Кроме
того, выделение на поверхность огромных количеств воды плохо вя-
жется с подъемом из мантии в земную кору тяжелых основных и ульт-
раосновных дериватов.
Важным аргументом против предположения о молодости океанов
являются данные, полученные в последнее время при изучении грунто-
вых колонок со дна многих районов различных океанических впадин
(Баранов и Христианова, 1965). Эти исследования донных осадков
океанов новейшими методами изотопной геохронологии позволяют уста-
новить крайне ничтожную скорость накопления даже верхней, относи-
тельно рыхлой части океанических осадков во многих районах океанов
(в среднем порядка 1—2 мм в тысячу лет) и с учетом последующего
уплотнения свидетельствует об огромной длительности седиментации
в их пределах (не менее 1—2 млрд. лет). Примерное сходство мощ-
ностей осадочного слоя во впадинах всех океанов (при близкой ско-
рости осадконакопления) говорит против гораздо большей молодости
Атлантического и Индийского океанов по сравнению с Тихим океаном,
который некоторыми сторонниками идей базификации считается значи-
тельно более древним или даже «первичным» образованием.
Можно было бы упомянуть и о некоторых других аргументах про-
тив гипотезы базификации (например, отмеченное В. А. А4агницким
несоответствие с этой гипотезой количеств аргона, содержащихся в
верхних оболочках нашей планеты).
Таковы наиболее существенные трудности, которые встают перед
гипотезой базификации и делают, как мне кажется, весьма сомнитель-
ной реальность предполагаемого В. В. Белоусовым и его сторонниками
в этом вопросе широкого развития и быстрого (в геологическом смыс-
ле) течения данного процесса. Поскольку нас интересует в первую оче-
редь новейший этап истории Черноморской и подобных ей впадин, здесь
нам особенно важно подчеркнуть малую вероятность или даже невоз-
можность принятия той быстроты процесса базификации и, соответ-
ственно, той молодости океанических и субокеанических впадин, кото-
рая постулируется В. В. Белоусовым. Что же касается наиболее силь-
ного геологического аргумента в пользу этой гипотезы — того, что она
способна объяснить «наложенный» характер океанических и субокеани-
ческих впадин, объяснить факты срезания их границами наискось или
325
даже поперек структур их материковой рамы (хотя такое наложение
наблюдается далеко не всегда),— то истолкование этого явления в дей-
ствительности требует «наложения» на структуры рамы не обязательно
всей глубоководной впадины, а лишь ее краевых периферических зон.
Внутренняя же часть последней вполне могла существовать с глубо-
кой древности.
3.	Некоторые исследователи, в частности П. Н. Кропоткин, а в са-
мое последнее время В. Е. Хайн (1964) стремятся объяснить возникно-
вение Черноморской впадины явлениями растяжения земной коры, при-
ведшего к утоньшению, а затем и разрыву «гранитно-метаморфического
слоя», подобно тому, как это предполагается для впадин Красного
моря, Баффинова залива и т. п. Вытянутость Черноморской впадины
параллельно складчатым сооружениям альпийского пояса как будто
говорит в пользу подобного предположения; максимальное увеличение
мощности осадочного комплекса в осевой зоне впадины — там, где
наиболее утоньшен (до 5 км), т. е. растянут (?) базальтовый слой,—
также хорошо согласуется с ним. Но казалось бы естественным, что не
только Черноморская впадина, но и другие глубоководные субвулкани-
ческие впадины пояса Тетиса должны иметь сходное происхождение.
Однако если подобный способ возникновения геометрически легко пред-
ставить в отношении таких линейно вытянутых впадин, как впадины
Красного или Черного моря, то гораздо труднее с помощью гипотезы
растяжения объяснить образование впадин округлой, многоугольной,
треугольной формы, например Западно-Средиземноморской и Тиррен-
ской впадин, имеющих форму двух тесно сближенных прямоугольных
треугольников, роль общего «катета» для которых играют острова Сар-
диния и Корсика, представляющие собой узкий, линейно вытянутый
домезозойский массив материковой коры.
Возвращаясь к Черноморской впадине, следует отметить то, что
поскольку к неотектонической стадии относится накопление лишь верх-
ней, незначительной части осадочного «слоя», а не всего этого комплек-
са, который лежит непосредственно на базальтовом субстрате, то ги-
потетический процесс растяжения, если он все же имел место, должен
был начаться отнюдь не в неогене, а гораздо раньше,— по крайней ме-
ре, в палеозое или в рифее, а на неотектоническую стадию может падать
лишь некоторая незначительная доля всего растяжения, суммарная
амплитуда которого должна составлять не менее 200 км. Следователь-
но, и с позиций гипотезы растяжения мы не в состоянии доказать, что
Черноморская глубоководная впадина является неоген-четвертичным
новообразованием.
Сказанное выше не значит, что мы вообще полностью отвергаем
предположения о возможности заложения Черноморской впадины, как
структуры субокеанического типа, в результате растяжения, а может
быть, и метасоматического преобразования вещества ее коры (если
реальность этого процесса будет доказана). Однако, если какое-
либо из этих предположений в принципе и справедливо (а может быть,
оба эти процесса в природе как-то сочетаются), то в значительном
масштабе подобные явления могли иметь место лишь в глубокой древ-
ности — в позднем протерозое и в меньшей степени — в палеозое, при-
чем не только в одной Черноморской впадине, но и в том или ином
масштабе — во всем субширотном поясе Тетиса при его заложении,
расширении и повторных фазах регенерации. В мезо-кайнозойское вре-
мя, а тем более в позднем кайнозое, повторные проявления этих гипо-
тетических процессов (или одного из них) должны были становиться
все более слабыми.
Какие же представления о тектонической истории Черноморской
впадины и сходных с ней глубоководных впадин Средиземного моря и
326
дальневосточных краевых морей кажутся нам наиболее правдоподоб-
ными? (А4илановский, 1963, 1965, 1967; Милановский и Хайн, 1963).
Прежде всего в этой проблеме необходимо различать два разных
вопроса — вопрос о природе и тектоническом развитии центральных
частей подобных впадин и вопрос о строении и развитии их краевых,
периферических зон. Мне представляется, что центральная часть Чер-
номорской впадины, как и ряда других сходных с ней депрессий с суб-
океаническим строением коры, в виде, близком к современному, суще-
ствовала уже задолго до начала неотектонической стадии и должна
рассматриваться наряду с ними как один из реликтов догеосинклиналь-
ного, «океаноподобного» состояния земной коры, сохранившихся в поя-
се Тетиса *.
Это не означает, что «океанический» тип строения коры в Черно-
морской впадине мы считаем изначально существующим. Мы пола-
гаем лишь, что он был свойствен ее осевой зоне в течение доступного
в настоящее время для исследования периода геологической истории Те-
тиса, т. е. эпохи заложения этого геосинклинального пояса (с рифея),
который, по крайней мере, в своих краевых зонах был наложен на кон-
солидированный фундамент древних платформ — Восточно-Европейской
и Африканской. В настоящее время Черноморская впадина существен-
но отличается от участков с типично океаническим строением коры
своей значительно повышенной до (10—15 км) мощностью осадочного
комплекса (в этом отношении такие депрессии, как глубоководные впа-
дины Охотского, Берингова, Японского морей, Западного Средиземно-
морья с мощностью осадочного комплекса в 2—5 км, занимают по
строению коры промежуточное положение между океанами и Черно-
морской впадиной и являются как бы более ранними членами единого
генетического ряда подобных структур). Учитывая, что мощности мело-
вых и кайнозойских отложений, установленные бурением и сейсмичес-
кими работами на восточном краю Черноморской впадины, в районе
Поти, составляют более 4 км (Балавадзе, 1961; Лалиев, 1957) и что
ниже их должны залегать юрские, триасовые (?), а также палеозойские
отложения примерно такой же мощности, мы можем предположить,
что больше половины мощности осадочного комплекса, выстилающего
Черноморскую впадину, накопилось в течение альпийского цикла ее
развития. Таким образом, в конце палеозоя мощность осадочного ком-
плекса измерялась в ней, вероятно, лишь первыми километрами, и
структура земной коры в пределах центральной части нынешнего Чер-
ного моря практически мало отличалась от океанической. В палеозое
это, по-видимому, действительно был своеобразный «миниатюрный
океан». Следовательно, со временем интенсивность погружения в цент-
ральной части Черного моря постепенно возрастала. В альпийском
цикле она была больше, чем в палеозое (и рифее?), и особенно усили-
лась в позднеорогенной стадии этого цикла, однако она все еще оста-
валась ниже, чем в ряде краевых, межгорных и остаточно-геосинкли-
нальных прогибов Кавказской области, «улавливавших» вплоть до кон-
ца плиоцена основную часть сносимого с окружающей суши материала.
Прогибание центральной зоны Черноморской впадины в позднеороген-
ной стадии, по-видимому, приблизительно компенсировалось осадкона-
коплением и имело амплитуду не более 0,5 км в восточной и не более
1 км в западной, быстрее заполняемой осадками ее части.
Возможно, что нынешнее состояние центральной зоны Черномор-
ской впадины отражает собой начальную стадию становления геосин-
клинали, возникающей на месте впадины субокеанического типа —
* Точки зрения на происхождение Черноморской впадины, весьма близкой к из-
лагаемым здесь представлениям, придерживаются также А. А. Сорский (1962, 1965),
В. П. Гончаров и Ю. П. Непрочное (1966), Корнев и Ю. П. Непрочное (1962).
327
стадию значительно более раннюю, чем стадия, проходимая ныне
Южно-Каспийским геосинклинальным прогибом, ибо мощность осадоч-
ного комплекса в ней пока еще вдвое меньше, чем в последнем, этот
комплекс (за исключением краевых зон впадины), по-видимому, еще
совершенно не затронут складкообразованием и залегает горизонталь-
но, а грязевой вулканизм и сейсмические проявления во внутренней ее
части отсутствуют.
Следовательно, центральная зона Черноморской впадины, по свое-
му положению в альпийском поясе между складчатыми сооружениями
Крыма, Большого и Малого Кавказа, Балкан и Анатолии, скорее все-
го, должна рассматриваться как наиболее отставшая в своем развитии
реликтовая депрессия, задержавшаяся на догеосинклинальной, «океа-
нической» фазе и только вступающая в геосинклинальную фазу, кото-
рая, возможно, будет продолжаться еще весьма длительное время, пока
не завершится превращением Черноморского прогиба в складчатое
сооружение с мощной континентальной корой *.
Что же касается периферических, краевых зон Черноморской впа-
дины, то последние располагаются в пределах геосинклинальных про-
гибов, существовавших в рифейское, палеозойское и мезо-кайнозойское
время, которые обтекали со всех сторон реликтовую субокеаническую
Центрально-Черноморскую зону. В процессе своего развития отдель-
ные участки этих геосинклинальных прогибов в разное время испыты-
вали складчатость, гранитизацию и превращались в складчатые соору-
жения, возникавшие в южной зоне Крымско-Кавказской геосинклинали
и северной зоне А^алокавказско-Понтийской. Такие погребенные древ-
ние сооружения, как уже говорилось, выявлены батиметрическими,
геофизическими исследованиями и палеогеографическим анализом, на-
пример, к югу от Кавказского и Крымского побережий, причем в
последнем районе определениями абсолютного возраста гранитов, об-
ломки которых сносились в поздней юре в Крымскую геосинклиналь,
удалось достоверно доказать позднепалеозойский и раннебайкальский
возраст этих сооружений. Подобного рода участки частично, по-види-
мому, оставались приподнятыми вплоть до начала альпийского ороген-
ного этапа или даже позднеорогенной стадии, частично же были втя-
нуты в погружение значительно раньше. Так, байкальско-герцинское
складчатое сооружение, существовавшее к югу от Крыма, стало опу-
скаться и покрываться морем уже с конца мальма.
Другие участки периферических зон продолжали и в альпийском
цикле свое геосинклинальное развитие, завершившееся складкообразо-
ванием и временным включением их в альпийские складчатые соору-
жения. К числу подобных участков относятся южные зоны Северо-За-
падного Кавказа и некоторые участки Горного Крыма, Понтийского
и Аджарского сооружений и пр. В течение позднеорогенной стадии
альпийского цикла — в плиоцене и антропогене — эти участки стали
вновь вовлекаться в опускание, которое является вполне закономер-
ным, поскольку в их пределах земная кора обладает еще относительно
небольшой мощностью и пока еще весьма тонок ее «гранитно-метамор-
фический слой».
Наконец, к третьему типу участков периферических зон Черномор-
ской впадины относятся альпийские межгорные прогибы (например,
* Можно предположить, однако, что в будущем, после окончательного превраще-
ния всех более «зрелых» структур, окружающих Черноморскую впадину, в складчатые
сооружения и перехода их в состояние молодой платформы, реликтовые прогибы типа
Черноморского включатся в состав последней в качестве своеобразных глубоких сине-
клиз, не прошедших до этого полного цикла геосинклинального развития, с относитель-
но мощной, но лишенной «гранитного слоя» корой, мощный осадочный чехол которой
покоится непосредственно на базальтовом ложе. Не обладает ли подобной структурой и
не прошла ли такого пути развития центральная часть сверхглубокой Прикаспийской
синеклизы?
323
Абхазский прогиб к югу от Большого Кавказа), в которых новейшее
погружение было унаследованным от раннеорогенной стадии. По всей
вероятности, в позднеорогенной стадии опускания в периферических
зонах Черноморской впадины были в общем более значительными, чем
в ее центральной части, и совершенно несомненно, что эти новейшие
погружения в периферических зонах были более интенсивными и захва-
тили значительно большую площадь, чем в предшествующую раннеоро-
генную стадию.
С чем же можно связать это резкое усиление погружений и расши-
рение краевых зон Черноморской впадины в плиоцен-четвертичное
время? Вероятно, оно отражает сочетание нескольких процессов: во-
первых, общего углубления и разрастания Черноморской впадины:
во-вторых, усиления в позднеорогенную стадию компенсационных по-
гружений в унаследованных и частично новообразованных наложенных
межгорных прогибах, возникших по краям сводово-глыбовых сооруже-
ний в связи с активизацией их воздымания; в-третьих, возможного
возобновления опусканий на некоторых участках геосинклинальных
прогибов, которые хотя и испытали в альпийском цикле складчатость,
но еще не нарастили достаточно мощной коры, и, по-видимому, окон-
чательно не завершили в этом цикле своего геосинклинального разви-
тия (юго-западное крыло Северо-Западного Кавказа).
ЧАСТЬ ТРЕТЬЯ
НЕКОТОРЫЕ
ОБЩИЕ ВОПРОСЫ
НЕОТЕКТОНИКИ
КАВКАЗА
Региональный обзор новейшей тектоники Кавказской области пока-
зывает большое разнообразие в направленности и амплитудах новей-
ших тектонических движений, в морфологии и генезисе неотектониче-
ских форм и характере их соотношений с предшествующим тектониче-
ским развитием различных районов Кавказа. Вместе с тем выявляется
и целый ряд сходных черт новейшей структуры и общих закономер-
ностей и тенденций тектонического развития разных районов, зон и
всей Кавказской области в целом в позднеорогенной стадии. Попытаем-
ся подытожить важнейшие черты новейшей тектонической структуры
Кавказа и остановимся на некоторых общих вопросах неотектоники
этой области.
ГЛАВА /
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ
ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
КАВКАЗСКОЙ ОБЛАСТИ
В ПОЗДНЕОРОГЕННОЙ СТАДИИ
Главным ведущим тектоническим процессом в течение альпийского
орогенного этапа развития Кавказской области, как и всего пояса Те-
тиса, являлось возникновение на месте геосинклиналей Большого и Ана-
логе Кавказа одноименных складчатых сооружений — их последова-
тельное разрастание в ширину и отчасти по простиранию, воздымание
и превращение их в горные страны.
В первую — олигоцен-миоценовую стадию орогенного этапа в пре-
делах геосинклиналей Большого и Аналоге Кавказа завершается отми-
рание последних частных геосинклинальных прогибов, формируется их
складчатая структура, эти зоны спаиваются со смежными, ранее воз-
никшими антиклинорными зонами в более крупные сложно построен-
ные складчатые сооружения — мегантиклинории, а по краям последних
закладываются относительно узкие межгорные и более широкие крае-
вые прогибы. Однако интенсивность общего воздымания мегантиклино-
риев на этой стадии, как правило, еще очень невысока, их подъем поч-
ти компенсируется денудацией, и горный рельеф возникает лишь на
отдельных участках, испытывающих дифференциальные поднятия.
В связи с этим краевые и межгорные прогибы заполняются преимуще-
ственно тонкообломочными (и даже частично карбонатными) осад-
ками — формацией нижних моласс *. Основную роль в терригенном ма-
териале этой формации играли не продукты размыва мегантиклино-
риев Большого и Аналоге Кавказа, а материал, приносимый в краевые
прогибы с севера — с Русской и частично Скифской платформы, а в
межгорные — со срединных массивов альпийского пояса.
Во вторую — позднеорогенную стадию, т. е. начиная с позднего
сармата, интенсивность воздымания мегантиклинориев Большого и А1а-
* Отнесение отложений этого типа к категории молассовых формаций несколько
условно и принимается не всеми исследователями.
333
лого Кавказа значительно усиливается, и темп его продолжает воз-
растать в позднем плиоцене и особенно в антропо гене. В общем за
позднеорогенную стадию Большой Кавказ был приподнят до 3—5 км,
а Малый Кавказ — до 2—3,5 км. Воздымание в целом происходит в
форме сводово-глыбовых поднятий, более дифференцированных на пло-
щади Малого Кавказа, и сопровождается вспышками вулканизма. По-
следние также отличаются большей мощностью и захватывают более
обширные территории на Малом Кавказе по сравнению с Большим
Кавказом. В общем они тяготеют к Главной Транскавказской зоне по-
перечного поднятия, существовавшей в течение всего альпийского цик-
ла (и даже раньше), но особенно активно проявлявшей себя в поздне-
орогенной стадии, однако на Аралом Кавказе и сопредельных районах
Турции и Ирана распространяются также и далеко за пределы этой
поперечной зоны к западу и к востоку.
По интенсивности новейшего воздымания и по ширине охваченной
им зоны на Большом Кавказе четко выделяются несколько поперечных
сегментов, из которых Центральный, самый широкий, а также Восточ-
ный сегмент значительно превосходят в скорости поднятия узкие Севе-
ро-Западный и Юго-Восточный сегменты. Аналогичные сегменты, хотя
и менее резко, выделяются на Аралом Кавказе. Сооружение Большого
Кавказа на отдельных своих участках разрастается в ширину, а также
несколько удлиняется по простиранию в юго-восточном направлении.
Периферические зоны, причленившиеся к Большому Кавказу, подвер-
гаются складкообразованию и втягиваются в пока еще относительно
слабое поднятие (на Малом Кавказе аналогичный процесс выражен
слабо). Краевые (предгорные) и межгорные прогибы в позднеороген-
ной стадии расширяются за счет вовлечения в опускание, с одной сто-
роны, прилегающих участков эпигерцинской Скифской платформы и с
другой — участков срединных массивов, остававшихся относительно
приподнятыми в течение раннеорогенной стадии. Тем самым оси крае-
вых и межгорных прогибов несколько отодвигаются от сопряженных
с ними горных поднятий, а узкие межгорные прогибы, примыкавшие
к ряду участков Большого и Малого Кавказа и разделявшиеся в ран-
неорогенной стадии срединными массивами, сливаются в несколько
крупных межгорных впадин, расположенных между Большим ц Малым
Кавказом — Рионскую, Верхне- и Нижнекуринскую.
Амплитуда погружений за позднеорогенную стадию в осевых зонах
краевых прогибов Предкавказья доходит до 1,5—2,5 км на западе и до
2—3 км на востоке, а в межгорных впадинах Закавказья — до 2—
3 км на западе и до 5—7 км на востоке. Таким образом, погружения
в восточных частях краевых и межгорных прогибов, тяготеющих к Кас-
пийской зоне поперечного опускания, были в общем более значитель-
ными, чем в их западных частях.
Характер отложений, накапливающихся в краевых и межгорных
прогибах, изменяется в позднеорогенной стадии, по сравнению с ранне-
орогенной в сторону большей грубости; они имеют преимущественно
глинисто-песчано-галечный состав, причем грубость осадков законо-
мерно возрастает в сторону поднятий Большого и Малого Кавказа,
которые в позднеорогенной стадии в целом становятся главными, а во
второй половине ее,— по существу, почти единственными поставщика-
ми терригенного материала. Толщи отложений, заполняющие краевые
и межгорные прогибы в позднеорогенной стадии, представляют типич-
ные молассовые формации или верхнюю молассу в понимании В. Е. Хан-
на и др. В ходе позднеорогенной стадии морские молассы с рядом
колебаний в общем постепенно сменяются континентальными, что сви-
детельствует в целом о тенденции к перекомпенсации погружения крае-
вых и межгорных депрессий заполнением их осадками.
Одновременно с опусканием на большей части площади краевых
334
и межгорных прогибов их внутренние зоны, прилегающие к сооруже-
ниям Большого и отчасти Малого Кавказа, испытывают на многих
своих участках складкообразование и начинают втягиваться в подня-
тие этих сооружений в качестве их самых периферических зон. С само-
го начала или к концу первой фазы позднеорогенной стадии прекра-
щается абсолютное опускание в тех звеньях краевых и межгорных
прогибов (Восточно-Кубанский краевой прогиб, Верхнекуринская меж-
горная впадина), которые входят в пределы Главного Транскавказско-
го поперечного поднятия, хотя некоторое относительное опускание
в этих районах продолжает ощущаться до конца позднеорогенной ста-
дии. Некоторые же входящие в эту зону поперечного поднятия участ-
ки пояса Предкавказских краевых прогибов (Минераловодский) и За-
кавказских межгорных прогибов (Дзирульский), которые почти не за-
трагивались погружениями и в раннеорогенной стадии, в позднеоро-
генную стадию подвергаются воздыманию амплитудой до 1—1,5 км.
Тем самым первоначально единые пояса краевых Предкавказских и меж-
горных Закавказских прогибов окончательно разрываются на изолиро-
ванные друг от друга западные и восточные прогибы, шарниры которых
в общем погружаются к западу и к востоку от Транскавказского попе-
речного поднятия. Аналогичная тенденция проявляется и на террито-
рии Скифской эпигерцинской плиты Предкавказья, западный (Приа-
зовский) и восточный (Прикаспийский и Северо-Каспийский) участки
которой испытывают опускание (значительно большее на восточном
участке), а средний участок, лежащий в зоне Транскавказского попе-
речного поднятия и включающий Ставрополье и Южные Ергени, вовле-
кается в дифференцированное воздымание, интенсивность которого
в общем возрастает к югу, в сторону Большого Кавказа.
Большим своеобразием тектонического развития в позднеороген-
ной стадии отличался средний участок Куринской межгорной впадины.
В отличие от других межгорных прогибов Закавказья здесь максималь-
ным погружением (до 4—6 км) отличалась центральная, осевая зона
прогиба, которая в дальнейшем стала подвергаться складкообразова-
нию и постепенно вовлекаться в поднятие; по мере роста этого Ширак-
ско-Аджиноурского складчатого инверсионного поднятия по обе сто-
роны от него в конце позднеорогенной стадии возникли два узких про-
гиба — Алазанский и Среднекуринский, испытавшие пока еще весьма
неглубокое опускание по сравнению с погружением осевой зоны в нео
гене. Эти прогибы наложились на периферические зоны Большого и
Малого Кавказа и по отношению к этим сооружениям играют роль
молодых наложенных межгорных впадин, но по отношению к Ширакс-
ко-Аджиноурскому поднятию могут рассматриваться как краевые про-
гибы. В общем по истории своего развития и структурному положению
на восточном продолжении Аджаро-Триалетской складчатой зоны,
сформированной на месте одноименного альпийского частного геосин-
клинального пригиба, Шпракско-Аджиноурская складчатая система
представляет как бы своеобразный геосинклинальный прогиб, замыка-
ние, складкообразование и превращение в зону поднятия (инверсия)
которого происходит в течение позднеорогенной стадии. Вместе с тем,
положение между растущими горными сооружениями Большого и Ана-
логе Кавказа и связанный с этим типично молассовый характер отло-
жений придают средней части Куринской впадины в целом черты меж-
горного прогиба.
Складчато-надвиговая структура Ширакско-Аджиноурской системы
характеризуется ярко выраженной южной вергентностью; эта южная
вергентность новейшей складчатости очень характерна для значитель-
ной части Кавказа, в частности, для большей части новейших (и бо-
лее древних) структур южной периферии Большого Кавказа и при-
легающих зон Закавказских прогибов, а также для северного крыла
335
Восточного Кавказа и смежной южной зоны Терского краевого
прогиба.
Своеобразное положение в новейшей структуре Большого Кавказа
занимают Керченско-Таманская и Апшероно-Кобыстанская области,
которые представляют остаточные поперечные сегменты Крымско-Кав-
казско-Копетдагской альпийской геосинклинали с затянувшимся перио-
дом геосинклинального погружения; на разных их участках это погру-
жение заканчивается лишь в конце раннеорогенной или в разных фазах
позднеорогенной стадии и эти участки последовательно, один за другим
причленяются в качестве периклинальных зон к сооружениям Большого
Кавказа и Горного Крыма, с которым связана большая часть Керчен-
ско-Таманской области. В течение позднеорогенной стадии в перикли-
нальных областях происходит весьма медленный рост конседимента-
ционных диапировых или диапироидных складок, сопровождаемый
мощной и длительной грязевулканической деятельностью.
Структуры Апшероно-Кобыстанской периклинальной области, вее-
рообразно расходясь и погружаясь к юго-востоку, переходят по про-
стиранию в структуры Южно-Каспийской депрессии. Тектоническая
природа ее еще недостаточно ясна, но, по мнению автора, она представ-
ляет собой сохранившийся до современности реликтовый геосинкли-
нальный прогиб. Последний в позднеорогенной стадии испытывал весь-
ма интенсивное погружение. В его осевой субмеридионально вытянутой
зоне оно было малодифференцированным, а в периферических зонах,
занимающих его западное, восточное и северное крылья,— резко диф-
ференцированным и осложнялось ростом многочисленных крупных по-
логих конседиментационных складок, многие из которых отчетливо
выражены в прямом тектоническом рельефе Южно-Каспийской котло-
вины.
Еще менее ясным является вопрос о природе Черноморской глубо-
ководной впадины. Наиболее вероятным, с нашей точки зрения, являет-
ся представление о ее центральной зоне, как о сохранившейся с ранних
стадий существования пояса Тетиса области с тонкой, субокеаническо-
го типа корой, испытывавшей длительное, но медленное опускание,
приведшее к накоплению 8—15 км осадков. Темп опускания в течение
альпийского цикла несколько возрастал, и в течение позднеорогенной
стадии в центральной зоне впадины, вероятно, накопилось 0,5—1 км,
а в западной части, может быть, и до 1,5 км осадков. Краевые зоны
Черноморской впадины, обладающие корой материкового типа в тече-
ние этой стадии местами расширились за счет прилегающих перифери-
ческих участков альпийских сооружений Северо-Западного Кавказа,
Крыма и Понта, которые подверглись опусканию по системам ступен-
чатых разломов.
ГЛАВА п
СООТНОШЕНИЯ НОВЕЙШИХ
ДВИЖЕНИЙ И СТРУКТУР
С ПРЕДШЕСТВУЮЩИМ
ТЕКТОНИЧЕСКИМ ПЛАНОМ.
УНАСЛЕДОВАННОСТЬ,
НОВООБРАЗОВАНИЯ
И ПЕРЕСТРОЙКИ
Анализ тектонического развития Кавказа в позднеорогенной стадии
позволяет, с одной стороны, отметить унаследованность в новейшем
развитии ряда крупных и мелких структурных элементов, а с другой —
выявить целый ряд тектонических новообразований и перестроек, про-
336
исходивших с конца мио-
цена до современности.
Эти соотношения изобра-
жены на рис. 67 и 68.
Конкретные соотношения
новейших и более древ-
них структур мы рассмат-
ривали в региональном
обзоре, а здесь остано-
вимся на некоторых об-
щих закономерностях.
Как видно из этих карт,
площади областей, не
испытавших и испытав-
ших в позднеорогенной
стадии изменение знака
вертикальных движений
(в рамках изображенной
территории), близки меж-
ду собой. К областям,
испытавшим устойчивые
новейшие поднятия, уна-
следованные от раннеоро-
генной стадии и в основ-
ном даже от времени за-
вершения собственно-гео-
синклинального этапа,
относятся две крупные
продольные зоны — соо-
ружения Большого и Ма-
лого Кавказа.
К зонам устойчивых
унаследованных неоген-
четвертичных погруже-
ний принадлежат Азов-
ская и Черноморская де-
прессии (кроме ее пери-
ферических участков) на
западе и Южно-Каспий-
ская депрессия и запад-
ная часть Среднекаспий-
ской на востоке. На
остальной части террито-
рии Кавказа в орогенном
этапе и главным образом
в позднеорогенной стадии
происходили существен-
ные изменения направ-
ленности вертикальных
тектонических движений;
в ряде случаев, знак дви-
жений в течение поздне-
орогенной стадии менял-
ся даже несколько раз.
Легко видеть, что облас-
ти унаследованных под-
нятий отличаются от
большей части новообра-
Рис. 67. Конфигурация зон поднятий и опусканий в Кав-
казской области. Составил Е. Е. Милаиовский
А — в начале орогенного этапа (раннем олигоцене), Б______
в начале позднеорогенной стадии (позднем сармате) и
В — в конце позднеорогенной стадии (голоцене)
1 — зоны абсолютных опусканий; 2 — зоны относительных
опусканий; 3— зоны слабых поднятий; 4 — зоны интенсив-
ных поднятий (на рнс. В — свыше 1 км за позднеорогениую
стадию)
22 0731
337
зованных поднятий значительно большими амплитудами (до +3
+ 5 км) и средними скоростями в течение всей позднеорогенной стадии,
хотя в течение ее последней фазы, в антропогене, амплитуды (до
+ 1 км) и скорости воздымания некоторых зон инверсионных поднятий,
например Кахетинской, были исключительно высокими и, может быть,
даже максимальными по сравнению с другими районами Кавказа. Со-
ответственно весьма значительными были амплитуды и средние скорос-
ти опусканий в ряде зон устойчивых унаследованных погружений
в западной и восточной частях Кавказа — в Южно-Каспийской впадине
(до —5 —7 км и более?), в восточной части Терско-Дагестанского
краевого прогиба (в западной части Среднего Каспия), в западной
части Кубано-Индольского краевого прогиба (в южной части Азовского
моря), в западной части Рионской впадины и в самой восточной
части Черного моря. В центральной части последнего амплитуда опу-
сканий, видимо, значительно убывает.
Каковы же общие закономерности в расположении зон, испытав-
ших инверсию знака движений в орогенном этапе, и в частности, в по-
зднеорогенной стадии? Эти закономерности отчетливо выступают при
сравнении карточек расположения основных зон поднятий и опусканий
на Кавказе, составленных для начала орогенного этапа, конца ранне-
орогенной и конца позднеорогенной стадий.
На рис. 67, А мы видим в начале орогенного этапа господство про-
дольной, субширотной зональности. С севера на юг последовательно
сменяют друг друга Предкавказский краевой прогиб (единый!), мег-
антиклинорий Большого Кавказа, система узких межгорных (тыловых)
прогибов и срединных массивов Закавказья, мегантиклинорий Малого
Кавказа с рядом остаточных прогибов и, наконец, отдельные впадины
зарождающегося наложенного Приараксинского межгорного прогиба.
Унаследованная субмеридиональная зона Транскавказского поперечно-
го поднятия в начале орогенного этапа проявляется слабо. Как видно
из рис. 67, Б, к концу раннеорогенной стадии роль этой зоны значи-
тельно возрастает. Внутри единого краевого прогиба возникает Ставро-
польское возрожденное поднятие и затем отмирает прилегающий
к нему с юго-запада Восточно-Кубанский сегмент краевого прогиба.
Последний распадается на две ванны — Азово-Кубанскую и Терско-
Каспийскую. Аналогичное разобщение межгорных прогибов в результа-
те активизации Дзирульского поперечного выступа происходит в Закав-
казской межгорной зоне. Таким образом, к началу позднеорогенной
стадии возникает пока еще узкая осевая зона Транскавказского попе-
речного поднятия, пересекающая все главные продольные тектониче-
ские зоны. Однако эта поперечная зона в конце миоцена еще сильно
уступала в ширине интенсивно погружавшимся Западным и Восточ-
ным сегментам зон краевых и межгорных прогибов.
На протяжении позднеорогенной стадии происходит последователь-
ное расширение полосы Транскавказского поперечного поднятия, кото-
рое приводит к постепенному отмиранию прилегающих к нему участков
краевых и межгорных прогибов и вовлечению их в воздымание. Так,
в течение первой фазы этой стадии в Предкавказье резко расширяется
Ставропольское поднятие, окончательно прекращается седиментация
в Восточно-Кубанском прогибе, в Закавказье отмирает Верхнекурин-
ская впадина, а Дзирульское и Окрибо-Сачхерское поднятия сливаются
в единый выступ, который причленяется к сооружениям Большого и
Малого Кавказа, прекращаются абсолютные опускания в Среднеарак-
синском межгорном прогибе. Одновременно усиливаются погружения
в наиболее удаленных от Транскавказского поперечного поднятия
участках Предкавказской предгорной и Закавказской межгорной зон;
в эти погружения вовлекаются до этого относительно приподнятые
жесткие массивы, расположенные в средней части Каспия, Нижнеку-
338
ринской и средней части Рионской впадин. К концу второй фазы
(к концу плиоцена) из сферы погружения выключаются большая часть
Кубанской и западная часть Терско-Кумской впадин в Предкавказье,
большая часть Рионской впадины (в пределах современной суши) и боль-
шая осевая часть Среднекуринского сегмента Куринской впадины в За-
кавказье. Вместе с тем в позднем плиоцене продолжают расширяться
зоны погружения в восточных частях Терско-Каспийской (Северный
участок Кусарского прогиба) и Куринской впадин (Нижнеараксинский
прогиб).
Наконец, к концу третьей фазы (см. рис. 67, В), т. е. к современ-
ности, зона Транскавказского поднятия разрастается еще больше, за-
хватывая по существу почти всю Кавказскую сушу, и ее западная
и восточная границы приближаются к нынешним береговым линиям
Азовского, Черного и Каспийского морей. Внутри их акваторий про-
должается погружение, вполне или лишь частично компенсированное
седиментацией, а вне их, на большей площади Кавказской суши гос-
подствуют абсолютные поднятия, и лишь на некоторых ее участках,
в основном тяготеющих к Азовскому, Черноморскому и Каспийскому
водоемам, еще продолжаются погружения, как правило, переком-
пенсированные накоплением познечетвертичных континентальных
осадков.
Следовательно, главная тенденция в перестройке тектонического
плана Кавказа в течение орогенного этапа и позднеорогенной стадии
состоит в последовательном ослаблении роли продольной и усилении
поперечной тектонической зональности с поляризацией положительных
движений в расширяющейся зоне Транскавказского поперечного под-
нятия, а отрицательных — в параллельной ему субмеридиональной
Каспийской зоне погружений на востоке и Азовской и Черноморской
впадинах на западе. Возрастание роли поперечного тектонического на-
правления в структуре Кавказа, как мы покажем ниже, играло огром-
ную роль в истории новейшего вулканизма и современной сейсмической
активности на Кавказе. В миниатюре та же закономерность прекрасно
выражена в пределах Крымского полуострова. Происходящая в позд-
неорогенной стадии перестройка продольного (субширотного) плана на
поперечный (субдолготный) план (и наоборот) неоднократно ощуща-
лась на Кавказе и в более отдаленном геологическом прошлом в тече-
ние всего альпийского, а возможно, и более ранних циклов его разви-
тия. Вместе с тем неоднократная смена структур долготного и широт-
ного простирания в течение мезо-кайнозоя прекрасно выявлена и на
прилегающей к Кавказу Скифской платформе и южной части Русской
платформы (М. Ф. Мирчинк и др.), а как общая закономерность для
всего фанерозойского этапа Русской платформы она была впервые под-
мечена еще А. П. Карпинским.
Вторая, не менее важная, но более сложная и не всегда столь от-
четливо проявляющаяся закономерность в перестройке тектонического
плана в орогенном этапе и, в частности, в позднеорогенной стадии, за
ключается в разрастании мегантиклинориев Большого и Малого Кав-
каза, превращающихся в сводово-глыбовые горные сооружения. Пло-
щади, испытывающие изменение направленности вертикальных движе-
ний в результате этого процесса, значительно меньше площадей,
захваченных перестройкой «продольного» тектонического плана на «по-
перечный». Это разрастание (т. е. увеличение объема масс горных
сооружений, находящихся выше уровня моря) определяется, прежде
всего, их ростом по вертикали и в меньшей степени (и не всегда) —
расширением их площади. Это расширение площади, хотя и весьма
неравномерное, свойственно Большому Кавказу и очень слабо прояви-
лось на Малом Кавказе. На Большом Кавказе оно выражается, преж-
де всего, в разрастании мегантиклинория по простиранию, к юго-вос-
22*
339
току, где на протяжении орогенного этапа к Большому Кавказу последо-
вательно причленяется и вовлекается в поднятие целый ряд зон Апше-
роно-Кобыстанской периклинальной области, испытывавших до этого
погружения. Гораздо более слабо проявляется аналогичный процесс на
северо-западном окончании Большого Кавказа, на Тамани, но зато он
очень интенсивно протекает на восточном окончании мегантиклинория
Горного Крыма, с разрастанием которого генетически связана струк-
тура почти всей Керченско-Таманской области.
На Малом Кавказе, представляющем лишь звено в единой мег-
антиклинорной системе Восточного Понта — Малого Кавказа — Кара-
дага — Талыша, мы, естественно, не имеем подобных периклинальных
зон, но, как выше отмечалось, в известной мере аналогична им Ширак-
ско-Аджиноурская складчатая система Куринской впадины (точнее, ее
южные — Джейранчельская, Чатминская зоны), которая служит про-
должением Аджаро-Триалетской зоны Малого Кавказа, примыкая к ее
восточному периклинальному окончанию.
Кроме того, расширение площади мегантиклинориев (позднее —
сводово-глыбовых сооружений) происходит вкрест их простирания, за
счет вовлечения в поднятие отмерших смежных участков краевых и
межгорных прогибов, а также причленения участков соседних жестких
массивов —- срединных и краевых. На Малом Кавказе подобный про-
цесс проявился довольно слабо: он выражен в постепенном причлене-
нии к этому сооружению отмирающего Гурийского участка Рионской
впадины, в вовлечении в моноклинальное поднятие Кировабадского
прибортового участка Куринской впадины, а также в постепенном от-
мирании впадин Среднеараксинского межгорного прогиба (в которых,
однако, еще продолжается относительное опускание). Гораздо полнее,
хотя и весьма неравномерно проявлен этот процесс по периферии соо-
ружения Большого Кавказа. Наиболее резко он выражен в пределах
Центрального сегмента этого сооружения (особенно его восточной час-
ти), попадающей в пределы Транскавказского поперечного поднятия.
Здесь к сооружению Большого Кавказа последовательно причленились
на севере в олигоцене Лабино-Малкинская зона (срединный массив),
в миоцене — Минераловодский выступ, а в конце миоцена — плиоцена —
Восточно-Кубанский прогиб, а следовательно, и Ставропольский свод.
На юге в конце миоцена — начале плиоцена к сооружению Цент-
рального Кавказа причленились отмерший Рача-Лечхумский прогиб,
Окрибо-Сачхерское поднятие и, по существу, Дзирульский выступ, а
в конце плиоцена — почти вся Абхазо-Мегрельская зона Рионской
впадины.
Аналогичный процесс энергично происходил в восточной части се-
верного крыла Восточного Кавказа, тяготеющей к поперечному подня-
тию «Дагестанского клина». Здесь он выражен в раннем отмирании
(в конце миоцена) внутренней зоны краевого прогиба (зона третичных
предгорий Южного Дагестана) или даже полном уничтожении моласс
(вследствие эрозии) на Сулакском участке максимального поперечного
поднятия. В антропогене в моноклинальное поднятие вовлекается и
более восточный — Кусарский сегмент краевого прогиба. Оси кра-
евых и межгорных прогибов, за счет которых разрастаются сводово-
глыбовые сооружения, как правило, оттесняются от них, и соот-
ветственно происходит миграция всего прогиба в сторону от этих со-
оружений.
Напротив, на других участках периферии Большого и Малого Кав-
каза сколько-нибудь значительного расширения этих сооружений пока
еще не произошло. К числу их относится северный борт Северо-За-
падного сегмента и западной части Восточного сегмента Большого Кав-
каза, северный борт Аджаро-Триалетской зоны Малого Кавказа и пр.
Как правило, сочленение сводово-глыбовых сооружений с краевыми
340
и межгорными впадинами на подобных участках происходит по зонам
активно развивающихся глубинных разломов. Оси соседних прогибов
при этом существенно не смещаются.
Наконец, на некоторых участках сооружений Большого и Малого
Кавказа в позднеорогенной стадии имел место обратный процесс — их
вовлечение в абсолютное или относительное опускание. Эти явления
в отдельных случаях наблюдаются во внутренних частях горных соору-
жений, где возникают небольшие наложенные впадины, частично свя-
занные с обрушением сводов поднятий, а частично имеющие компенса-
ционную вулкано-тектоническую природу. Чаще же опусканием захва-
тываются краевые участки сводово-глыбовых сооружений. Погружение
таких участков всегда бывает тесно связано с процессами развития
смежной крупной депрессионной зоны, но эти процессы в разных слу-
чаях оказываются различными.
В одних случаях в опускание втягиваются краевые участки Боль-
шого и Малого Кавказа, прилегающие к углубляющимся и расширяю-
щимся глубоководным впадинам Черного и южной части Каспийского
моря. К таким участкам относится, прежде всего, юго-западное крыло
поднятия Северо-Западного Кавказа, а также участки западного окон-
чания Аджарского и юго-восточного окончания (продолжения?) Талыш-
ского поднятий, срезанные бортами глубоководных впадин.
В других случаях образование наложенных линейных впадин на
краях сводово-глыбовых сооружений бывает связано с процессом во-
зникновения инверсионного поднятия внутри глубокого межгорного
прогиба и компенсационных (краевых по отношению к нему) прогибов
по обе стороны от него. Такой случай наблюдается в Среднем сегменте
Куринской межгорной впадины, где с образованием инверсионного Ши-
ракско-Аджиноурского поднятия сопряжено формирование Алазанского
и Караязского прогибов, наложенных на края поднятий Большого и
Малого Кавказа.
В заключение необходимо отметить весьма отчетливую связь меж-
ду зонами изменения знака вертикальных движений и зонами склад-
кообразования в позднеорогенной стадии (см. рис. 70). Новейшее
складкообразование повсеместно проявлялось в зонах инверсии знака
движений, точнее в зонах смены погружений поднятиями, однако да-
леко не во всех из них. Как правило, процессы складкообразования
происходили лишь в зонах краевых, периклинальных и межгорных про-
гибов, прилегающих к сооружениям Большого и Малого Кавказа сбоку
находящихся на их продолжениях, в которых погружение сменялось
поднятием (а также в некоторых зонах остаточных прогибов внутри
этих сооружений), но почти не проявлялись в тех районах инверсии
знака движений, подъем которых был связан с их вовлечением в зону
Транскавказского поперечного воздымания.
ГЛАВА III
СВОДОВО-ГЛЫБОВЫЕ
ДЕФОРМАЦИИ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
Как видно из карты новейших движений в изобазах (см. рис. 3)
крупнейшие неотектонические структуры Кавказской области в первом
приближении рисуются как огромные полого-выпуклые и полого-вогну-
тые изгибы земной коры. Длина их измеряется сотнями километров
(а иногда даже более тысячи километров, как, например, поднятие
Большого Кавказа), ширина—десятками или даже одной-двумя сотня-
341
ми километров, вертикальная амплитуда — несколькими километрами,
а радиус кривизны — сотнями километров.
Эти крупнейшие пологие изгибы земной коры соответствуют тому,
что разные исследователи называют большими складками или мега-
складками, складками основания, структурами сводового коробления
земной коры. Форма положительных выпуклых изгибов такого рода
довольно близко отражается в рельефе областей поднятия, если мы-
сленно заполнить все эрозионные понижения и выровнять поверхность
приблизительно до уровня вершин, а также в той воображаемой по-
верхности, реликтами которой являются останцы относительно выров-
ненного средне-верхнемиоценового рельефа. Воображаемая поверх-
ность, рисующая форму новейших полого-выпуклых структур зон
поднятий, как правило, срезает более древние складчатые структуры
палеозойских, мезозойских и даже нижнетретичных отложений (осо-
бенно на Малом Кавказе). Форма крупнейших вогнутых, отрицатель-
ных новейших изгибов восстанавливается примерно по подошве верхне-
сарматских (а в случае их отсутствия — мэотических или плиоценовых)
отложений в депрессиях. В тех же весьма частых случаях, когда эти
простые крупные формы осложнены более мелкими новейшими склад-
чатыми дислокациями, отраженными в залегании третичных и четвер-
тичных отложений, приблизительное представление об этих крупных
формах можно получить путем построения изогипс зеркала складчатос-
ти, используя для этого, например, шарниры синклиналей по подошве
верхнесарматских отложений. Эти крупнейшие новейшие деформа-
ции земной коры типа сводов и сопряженных с ними прогибов
мы будем для краткости называть сводовыми деформациями
(включая в это понятие не только выпуклые, но и вогнутые формы по-
добного рода). Такими структурами являются своды Большого и Мало-
го Кавказа в целом, отдельные краевые прогибы, межгорные впади-
ны и т. п.
Однако более детальное рассмотрение этих крупнейших неотекто-
нических форм показывает, что простые пологие выпуклые и вогнутые
изгибы в действительности сильно осложнены и искажены, причем не
только мелкими складками неоген-четвертичного комплекса (главным
образом, в депрессионных зонах), но также весьма многочисленными
флексурообразными перегибами, выраженными на нашей карте (см.
рис. 3) в виде сгущений изобаз, а также молодыми разломами различ-
ной амплитуды. Несколько более наглядную картину распространения
на территории Кавказской области зон этих флексурообразных пере-
гибов и характеристику их крутизны дает карта градиентов вертикаль-
ной составляющей неотектонических движений (см. рис. 8), построенная
на основе карты изобаз новейших движений. Надо заметить, что мелкий
масштаб и принятая величина сечения изолиний градиентов на этой
карте привели к несомненному выполаживанию части флексурообраз-
ных перегибов (по сравнению с их реальными наклонами), а часть
последних вообще не удалось показать. Кроме того, карта градиентов
новейших вертикальных движений (как и карта их абсолютных величин
в изобазах) показывает лишь суммарный результат деформаций за
всю новейшую стадию, и в случае изменения плана или знака движений
в течение этой стадии — она преуменьшает (или даже совершенно скры-
вает) градиент вертикальной деформации. Тем не менее из карты гра-
диентов отчетливо видно, что формы обширных сводообразных изгибов
в действительности отнюдь не являются столь простыми и плавными,
какими они кажутся на первый взгляд, а состоят на самом деле, с од-
ной стороны, из большего или меньшего числа участков с ничтожными
градиентами вертикальных деформаций (иначе говоря, с горизонталь-
ной, очень пологой моноклинальной, или также очень пологой изгибовой
внутренней новейшей структурой, рисуемой изобазами) и, с другой —
342
из разделяющих их значительно более узких (обычно в несколько ки-
лометров) зон с более значительными градиентами новейших верти-
кальных движений, представляющих собой либо более или менее кру-
тые флексуры, либо разрывы.
Таким образом, в действительности новейшие крупные «своды»
представляют собой мозаичные структуры, которые состоят из относи-
тельно мало деформированных блоков, испытавших общее поднятие
или опускание той или иной амплитуды и (не всегда) некоторый (обыч-
но незначительный) односторонний наклон и сочленяющихся между
собой посредством новейших разрывов или флексур. Подобно явным
разрывам, проявлявшим в новейшее время свою активность и дости-
гавшим поверхности Земли, узкие зоны новейших перегибов также
имеют, как правило, более или менее прямолинейные очертания и в
большинстве своем обладают либо общекавказским, продольным про-
стиранием, либо принадлежат к группе поперечных структур, имеющих
северо-восточное, северо-северо-восточное или меридиональное прости-
рание. Не вызывает особых сомнений, что большая часть этих новей-
ших флексурных перегибов отвечает активным в позднеорогенной ста-
дии разломам фундамента, которые либо не достигают поверхности,
но отражаются на ней в виде изгиба каких-либо отложений или пере-
гиба рельефа, либо распадаются на множество мелких взаимно парал-
лельных молодых разрывных смещений, не зафиксированных пока гео-
лого-геоморфологическими методами. Многие установленные на
поверхности молодые разрывные нарушения располагаются в зонах по-
добных флексурообразных перегибов. Особенно наглядно такой мозаич-
ный, блоковый характер новейшей структуры выступает в областях
поднятия, где он не замаскирован мощным покровом новейших отложе-
ний, который, с одной стороны, может скрывать зоны разломов и флек-
сур, потерявших свою активность к концу позднеорогенной стадии и,
с другой стороны,— усложнять простую форму блоков явлениями
складчатости.
Следовательно, блоковый, глыбовый характер структуры земной
коры на Кавказе прекрасно выявляется в ее новейших деформациях.
В большинстве случаев, где об этом удается судить, зоны интенсивных
деформаций — разломы и флексурные перегибы — в своем расположе-
нии оказываются унаследованными от тектонических структур, прояв-
лявших себя в предшествующие этапы развития Кавказа, хотя знак
относительных перемещений блоков вдоль этих зон со временем мог
меняться (иногда неоднократно). Эта унаследованность свидетель-
ствует о длительном существовании блоковой структуры земной коры
и сети глубоких, долго живущих (глубинных) разломов.
Означает ли наличие мозаично-глыбовой новейшей структуры, ко-
торой обладают более крупные сводовые формы, что эти огромные но-
вейшие изгибы земной коры вообще представляют собой фикцию и от-
ражают лишь первоначальное грубое представление о характере но-
вейших деформаций земной коры, которое должно быть в результате
более детального анализа молодых структур отброшено, как неправиль-
ное и заменено концепцией о дифференциальных блоковых поднятиях?
Мне кажется, что такой вывод был бы неправильным. Тот факт,
что отдельные блоки комбинируются между собой в новейшей стадии
тектонического развития Кавказа (как и в течение предшествующих
стадий) вполне закономерно, образуя в совокупности как бы огромные
«волны»,— свидетельствует о реальности существования больших сво-
довых деформаций. Сочетание их с блоковыми структурами или, вер-
нее, проявление их в виде того или иного закономерного сочетания мно-
жества поднятых, опущенных, перекошенных (или слабо изогнутых)
блоков, отражает, по-видимому, существование разных глубинных
этажей или зон деформаций в земной коре и верхней мантии. По всей
343
вероятности, образование крупных сводов или волн, а также подвижки
по зонам некоторых наиболее крупных и глубоких разломов представ-
ляет собой более или менее близкое отражение деформаций наиболее
глубоких зон — верхней мантии и нижней части коры, тогда как пере-
мещения отдельных блоков по разделяющим их более многочисленным,
но относительно менее глубоким разрывам (и флексурным зонам) —
реакцию кристаллической коры, разбитой сетью древних, но многократ-
но оживляющихся швов, уходящих вниз на разные глубины, на более
плавные деформации более глубокой зоны.
ГЛАВА IV
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ
И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ
СТРУКТУРЫ
В региональном обзоре неотектоники Кавказа была показана зна-
чительная роль, которая принадлежит в ней молодым тектоническим
разрывам (рис. 69). По глубинности возникновения и их роли в струк-
туре земной коры Кавказа разрывные нарушения, активные в поздне-
орогенной стадии, можно с некоторой условностью подразделить на две
основные группы:
1) глубокие разрывы, которые разделяют отдельные блоки земной
коры с индивидуальным характером новейших тектонических дви-
жений;
2) разрывы, возникающие в пределах одного блока фундамента
в верхнем, мезо-кайнозойском структурном ярусе при его деформациях
(чаще всего складчатых) и затухающие книзу.
В этом разделе мы рассмотрим преимущественно более крупные
и глубокие тектонические разрывы первой из этих групп.
Наиболее значительные по своей протяженности (до сотен кило-
метров) и амплитуде новейшего перемещения (до нескольких километ-
ров) тектонические разрывы имеют продольное направление и либо
простираются по границам таких основных неотектонических элемен-
тов, как поднятия Большого и Малого Кавказа, с межгорными и крае-
выми прогибами (так называемые краевые разломы — Сиазанский,
Орхевский, Аджичайский, Аджаро-Имеретинский и т. д.), либо разде-
ляют отдельные дифференциально перемещавшиеся блоки внутри по-
следних. В последнем случае даже наиболее значительные по своей
амплитуде разрывы обладают, как правило, несколько меньшей протя-
женностью. Как краевые, так и межзональные (или междублоковые)
разломы нередко выражаются на поверхности и в верхних горизонтах
мезо-кайнозойского комплекса в виде крупных региональных флексур
амплитудой до нескольких километров (например, Ткварчельская флек-
сура на южном борту Центрального Кавказа, Судакская флексура на
северном борту Восточного Кавказа, Нагутская флексура на северном
борту Минераловодского выступа и т. д.), в виде надразломных и при-
разломных антиклиналей и антиклинальных зон (Сунженская, Красно-
колодско-Дашюзская, Ленгибизская, Алятская, Сальянская и др.) или
синклиналей (Рача-Лечхумская синклиналь), в виде нескольких сбли-
женных ступенчатых (или чешуйчатых) разрывов с однонаправленны-
ми перемещениями (зоны Владикавказского, Орхевского разломов,
некоторые участки Тырныаузской шовной зоны), в виде узких надраз-
ломных грабенов (Рача-Осетинский грабен, цепочка Памбакских гра-
бенов и грабен Малого Севана на Малом Кавказе) и горстов (Ахтинский
и Енгиджинский горсты на Малом Кавказе), односторонних горстов и
грабенов или односторонних, асимметричных горст-антиклиналей и гра-
бен-синклиналей и т. п. Таким образом, выражение глубоких разломов
344

Рис. 69. Карта расположения крупных
разломов и зон разрывных нарушений,
проявлявших активность в позднеоро-
генной стадии. Составил Е. Е. Мила-
новский
1 — крутые разломы (сбросы и взбро-
сы) с установленным направлением
смещения, выходящие на поверхность
(штрнхн в сторону опущенного кры-
ла); 2 — то же с повторно-встречными
перемещениями; 3—крутые разломы,
выраженные на поверхности в виде
флексур в мезо-кайнозойских отложе-
ниях, установленные и предполагае-
мые (штрихи в сторону опущенного
крыла): 4 — то же, выраженные на по-
верхности в виде надразломных скла-
док в мезо-кайнозойских отложениях;
5 — разломы с неустановленными на-
правлениями смещения и без смеще-
ния (крупные трещины растяжения),
частично под новейшим вулканическим
чехлом; 6 — зоны повышенной новей-
шей трещиноватости; 7 — наложенные
мульды и грабены на теле сводово-
глыбовых поднятий; обусловленные
новейшими сбросовыми нарушениями
(в том числе вулкано-тектонические
впадины); 8 — пологие разрывы (на-
двиги) преимущественно в кайнозой-
ских отложениях (штрихи в сторону
падения сместителя); 9 — тектонические
покровы; 10 — сдвиги
в новейшей структуре верхних горизонтов земной коры может быть
очень разнообразным.
Как правило, глубокие тектонические разломы даже на больших
глубинах не представляют собой одного единственного узкого шва,
а бывают выражены в виде более или менее широких зон дробления,
тектонических клиньев, линз и т. п., внутри которых осуществляются
дифференциальные тектонические подвижки смежных блоков. При пов-
торных перемещениях по этим разломам (нередко имеющих обратный
знак) роль главной поверхности смещения могут принимать на себя
каждый раз разные частные разрывы в зоне тектонического шва. При
разнонаправленных перемещениях блоков вдоль зон этих швов наибо-
лее характерными усложнениями и видоизменениями глубинных де-
формаций являются сближенные ступенчатые (при сбросах) или чешуй-
чатые (при взбросах и надвигах) разрывы, надразломные флексуры,
надразломные гребневидные антиклинали (связанные с нагнетанием
в зону разлома пластичного материала какой-либо толщи, например,
майкопских глин и пр.). При поднятии обоих смежных блоков, в част-
ности в случае вовлечения их в более крупную сводовую структуру,
шовная зона, особенно если она оказывается близ оси свода, проседает
в виде грабена или целой цепочки грабенов (например, цепочка Пам-
бакских и Севанских грабенов). При опускании обоих смежных блоков
(одновременном или разновременном) в разделяющей их шовной зоне
может возникать узкое горстообразное (в фундаменте) или антикли-
нальное (в слоистом покрове) поднятие и т. п. Типы шовных структур,
образующихся в зонах крупных разломов, и условия их возникновения
специально рассматривались автором на примерах Кавказа в одной из
предыдущих работ (Милановский, 1962). По своей морфолого-генети-
ческой принадлежности большая часть крупных новейших (вернее,
проявлявших активность в новейшую стадию) продольных разломов
относится к группам взбросо-надвигов и сбросов. Достоверные сдвиго-
вые нарушения среди них пока не установлены, хотя возможность их
существования и не исключена.
Большинство краевых и многие межзональные продольные разло-
мы Кавказской области, за исключением периклинальных окончаний
Большого Кавказа, в своих приповерхностных участках характеризуют-
ся падением сместителя под поднятое крыло под различными углами,
т. е. относятся к категории надвигов и, чаще, взбросов. Несомненно,
что близ выхода этих разломов на поверхность наклон сместителя их
несколько выполаживается, и поэтому нельзя исключить предположе-
ние, высказываемое, в частности, В. В. Белоусовым о том, что наклон
разрывов в близповерхностной зоне связан с явлением гравитационного
расползания относительно поднимающегося блока (в сторону относи-
тельно опущенного блока) и что с глубиной разрывы приобретают
близкое к вертикальному положение.
Однако более вероятным кажется допущение о том, что многие
подобные разрывы с глубиной все же сохраняют свой наклонный
взбросовый характер, хотя и становятся несколько круче, как это пред-
полагают, например, Гамкрелидзе для некоторых крупных разрывов
Грузии, А. М. Шурыгин (1962)—для Юго-Восточного Кавказа
и т. п. В пользу этого говорит, в частности, установление взбросо-над-
виговой природы Гагринского краевого разлома на глубине свыше
3 км ниже уровня моря при бурении скважины у г. Гагры, а также
общее регионально выраженное почти во всех зонах Восточного Кав-
каза от Сунжи до Куры явление новейшего смещения (перекоса) по-
верхностных масс в южном направлении, отраженное как в северном
падении разрывов, так и южной вергентности новейших складок.
Молодые разрывы в самых опущенных поперечных периклиналь-
ных зонах Большого Кавказа и в его наиболее приподнятом попереч-
346
ном сегменте — Центральном, а в конце позднеорогенной стадии —
и на некоторых участках Восточного сегмента, а также в пределах соо-
ружения Малого Кавказа (за исключением некоторых краевых разло-
мов типа взбросо-надвигов на границах Малого и Большого Кавказа
с Рионской впадиной) имеют характер крутых или вертикальных сбро-
сов (в морфологическом смысле), хотя по своей природе некоторые из
новейших разрывов Малого Кавказа, например, Кюзаджикский разлом
к западу от оз. Севан, с активным «задиранием» относительно подня-
того крыла принадлежат в генетической классификации В. В. Белоусо-
ва (1952) к категории «обратных взбросов». Ряд разрывов в пределах
юго-западной части Малого Кавказа, скрытых под покровами новей-
ших эффузнвов, но фиксируемых по приуроченным к ним цепочкам
молодых вулканов, вероятно, представляет собой открытые трещины
без существенных относительных смещений блоков. Таким образом,
характер продольных разрывов в пределах центральной части Большого
и Малого Кавказа как будто говорит об условиях растяжения в верх-
них частях земной коры, тогда как в ряде других районов Кавказской
области, например, в Ширакско-Аджиноурской складчатой системе, на
Юго-Восточном Кавказе большинство разрывов, напротив, свидетель-
ствует о господствовавших в период подвижек по ним условиях сжа-
тия. Однако условия растяжения или сжатия в пределах того или ино-
го района Кавказа отнюдь не всегда сохранялись в течение всей позд-
неорогенной стадии, а могли сменяться во времени. Так, например,
в уже упоминавшейся области Юго-Восточного Кавказа на его южном
крыле наличие крупных взбросо-надвигов со смещением масс к югу
(Зангинский, Гуздучайскнй) и связанных с ними тектонических покро-
вов и южная вергентность складок Ковдагской зоны указывают на
условия сжатия и давление, направленное с севера, которые существо-
вали в первую фазу позднеорогенной стадии. Однако в той же Ков-
дагской зоне эти структуры срезаются более молодыми нормальными
ступенчатыми сбросами с относительно опущенными южными крыльями.
Следовательно, можно думать, что в начале процесса общего поднятия
Юго-Восточного Кавказа последнее происходило в условиях сильного
бокового сжатия, особенно на его южном крыле; рост поднятия сопро-
вождался смятием и опрокидыванием этого крыла к югу и выдвига-
нием внутренних зон по веерообразно расположенным поверхностям
взбросо-надвиговых нарушений (падающим к югу на северном и к се-
веру— на южном крыле).
В дальнейшем, по мере расширения поднятия Юго-Восточного
Кавказа за счет вовлечения в него смежных участков депрессионных
зон, обстановка сжатия во внутренних зонах поднятия сменилась усло-
виями растяжения, о которых свидетельствуют упоминавшиеся выше
молодые сбросы на южном крыле; однако еще южнее, на самом юго-
западном краю сильно расширившегося поднятия даже в антропогене
происходили крупные взбросо-надвиговые перемещения к юго-западу
по Аджнчайскому разлому, свидетельствующие об условиях сжатия.
Подобно этому на северном борту Малого Кавказа и на южном борту
Центрального сегмента Большого Кавказа мы отмечаем признаки над-
вигания этих сооружений на разделяющую их депресснонную зону,
тогда как внутри этих интенсивно поднимающихся сооружений господ-
ствуют разрывы растяжения, хотя в плиоцене в отдельных зонах Ма-
лого Кавказа еще проявлялись признаки сжатия (локальные зоны
складкообразования).
Таким образом, особенности распространения продольных разры-
вов разного типа на территории Кавказа позволяют сделать некоторые
выводы о их приуроченности к различным фазам тектонического разви-
тия. В областях периклинальных погружений Большого Кавказа, почти
еще не вовлеченных в сводовое поднятие, распространены крутые или
347
отвесные разломы типа сбросов, указывающие на отсутствие призна-
ков сжатия. В зонах, вовлекаемых в поднятие и испытывающих интен-
сивное складкообразование, например, на южном крыле Большого Кав-
каза в нижнем — среднем плиоцене или в Ширакско-Аджиноурской
системе в конце плиоцена — антропогена развиваются купные взбросы
и надвиги т. е. разрывы, свидетельствующие об условиях сжатия этих
зон. По мере воздымания областей поднятий и их расширения в сто-
роны зоны развития взбросо-надвиговых нарушений перемещаются
к периферии этих областей, а во внутренних их частях приобретают
более или менее широкое развитие структуры растяжения — открытые
трещины, сбросы, грабены и наложенные впадины. Хотя в поверхност-
ной структуре подобных впадин (например, Зеленчукской Тарской,
Верхнелескенской наложенных впадинах на северном крыле Большого
Кавказа) молодые разломы устанавливаются далеко не всегда, вряд ли
можно сомневаться в связи их с грабенообразными обрушениями отдель-
ных участков фундамента, повторяемыми в чашеобразных проседаниях
мезо-кайнозойского комплекса. Наконец, обращает на себя внимание
приуроченность областей и районов новейшего вулканизма к зонам
развития одновозрастных им разрывов растяжения типа сбросов.
С некоторыми новейшими продольными разломами взбросо-надви-
гового типа связаны тектонические покровы. Молодые тектонические
покровы Кавказа по их происхождению можно подразделить на две
группы — гравитационные и негравитационные покровы.
Примерами гравитационных покровов могут служить покровы, воз-
никшие в нижне- и среднеплиоценовое время на южном крыле соору-
жения Юго-Восточного Кавказа — Баскальскнй, Астраханский и др.;
возможно, покровы того же типа имеются в Горной Кахетии. Образо-
вание их связано с соскальзыванием пластины относительно слабо-
дислоцированных пород с приподнятой по разлому и несколько накло-
ненной к югу северной ступени и ее сползанием по пологой (несколько
градусов) поверхности Земли (или скорее по поверхности дна бассей-
на) под действием силы тяжести. Иными словами, гравитационные
покровы представляют собой огромные оползни. Роль подвижек по
разломам сводится здесь главным образом к подготовке благоприят-
ных условий для последующего гравитационного перемещения аллох-
тонной оползневой пластины, а не к самому ее горизонтальному пере-
мещению. Максимальная амплитуда последнего в покровах Юго-Вос-
точного Кавказа может достигать 20—25 км (Баскальский покров).
Негравитационные покровы являются результатом выполаживанпя
надвига при его приближении к земной поверхности и перемещения
фронтальной части надвинутого блока уже не по плоскости сместителя,
а по поверхности Земли (или дна бассейна) под действием тектониче-
ского давления. Небольшие по амплитуде покровы подобного типа
(до 2—4 км) известны в западной части Ширакско-Аджиноурской
складчатой системы (Ахтахтатапинский тектонический покров). В слу-
чае некоторого уклона поверхности покрова в сторону его движения
в действие и здесь вступает гравитационный фактор; следовательно,
между покровами обоих типов, по-видимому, имеются промежуточные
переходы.
Если средн активных в позднеорогенной стадии глубоких продоль-
ных разломов Кавказа широким распространением пользуются как
сбросы, так и взбросы и надвиги, то среди поперечных нарушений по-
давляющая роль принадлежит крутым и вертикальным разрывам типа
сбросов (в мезо-кайнозойском комплексе нередко выраженных в виде
флексур), а также трещинам растяжения. Роль этих поперечных нару-
шений в новейшей структуре Кавказа очень велика. Многие (если не
все они) имеют древнее заложение и неоднократно проявляли себя
в прошлом сменой мощностей и фаций отложений, приуроченностью
348
к ним интрузивных тел, в некоторых случаях — барьерных рифов
(в мальме) и т. п. Наиболее крупные и протяженные из поперечных
глубоких разломов пересекают по нескольку основных продольных нео-
тектонических элементов Кавказа, по-разному отражаясь в каждом
из них в зависимости от особенностей их тектонического строения (на-
пример, Казбек-Цхинвальский поперечный глубинный разлом, пересе-
кающий поднятие Большого Кавказа, пояс Закавказских межгорных
впадин и, возможно, продолжающийся в пределы Терского прогиба).
Другие поперечные разломы не выходят за пределы Большого или
Малого Кавказа или отдельных их продольных зон.
Зоны поперечных глубоких разломов играют основную роль в рас-
членении сооружении Большого и Малого Кавказа на поперечные сег-
менты. Такую роль играют, например, Пшехско-Адлерская, Самурская,
предполагаемая Ннжнеараксннская и другие зоны поперечных глубин-
ных разломов, проявившие себя в позднеорогенной стадии как зоны
сочленения по простиранию относительно приподнятых и опущенных
блоков. Существенную роль в новейшей структуре Большого и Малого
Кавказа играет также целый ряд относительно более коротких попе-
речных разломов (и флексур), не выходящих за пределы одной-двух
частных продольных неотектоннческнх зон, но нередко обладающих
большой амплитудой (до 1—1,5 км). Таковы, например, Кубанский,
Чегемский, Ахалнафонскнй, Гирдыманчайскнй и другие поперечные раз-
ломы на Большом Кавказе. Многие из этих поперечных разломов
и флексур великолепно выражены в современном рельефе в виде рез-
ких уступов и относительно крутых перегибов денудационных поверх-
ностей. Так, например, в зоне Кубанского поперечного разлома Бнче-
сынская плиоценовая выровненная поверхность круто погружается
к западу и относительно понижается приблизительно на 1 км. Моло-
дые повторные подвижки по Пшехско-Адлерской зоне поперечных раз-
ломов привели в антропогене к относительному опусканию западного
крыла более чем на 200 м и вызвали тем самым существенную пере-
стройку плана гидросети в бассейне р. Курджипс. Несомненно, что ряд
речных долин Большого и Малого Кавказа был заложен вдоль зон
активных в плиоцене — антропогене поперечных разломов. Таковы до-
лины Терека (ниже Коби), Черека Безннгневского и Малки (в их вер-
ховьях), Гирдыманчая и т. п.
Гирдыманчайскнй разлом выделяется среди других крупных попе-
речных разломов Кавказа сложным характером новейших подвижек.
Во-первых, он имеет шарнирный характер относительных вертикальных
перемещений (на севере восточное крыло опущено, на юге — поднято)
и, во-вторых, в южной его части имеются признаки горизонтальных
смещений по нему с перемещением восточного крыла к югу, поскольку
он экранирует распространенный восточнее крупнейший Аджнчайскнй
надвиг.
Вместе с продольными сбросами растяжения, поперечные сбросы
и флексуры участвуют в ограничении ряда наложенных грабенов и
впадин, возникших в позднем плиоцене — антропогене на теле соору-
жения Малого Кавказа, а также Центрального и Восточного сегментов
Большого Кавказа. На Малом Кавказе короткие поперечные сбросы
ограничивают с одной или двух сторон небольшие поперечные горсты,
разделяющие длинные продольные зоны грабенообразных проседаний
(Памбакско-Севанскую, Среднеараксннскую) на отдельные частные
грабены и впадины. Интересно отметить, что в пределах Центрально-
го сегмента Большого Кавказа (особенно его наиболее приподнятой
восточной части), западных частей Восточного сегмента Большого и
Малого Кавказа, а также смежных участков краевых и межгорных
прогибов с зонами поперечных разломов субмеридионального и северо-
восточных простираний связаны наиболее значительные во всей Кавказ-
349
ской области сгущения эпицентров землетрясений, а зона Казбек-Цхин-
вальского поперечного глубинного разлома северо-восточного прости-
рания с ее продолжением на юго-запад в Аджаро-Триалетскую зону
и на северо-восток — в Терский прогиб — является исключительно важ-
ным рубежом, разделяющим высокосейсмичную область, расположен-
ную к востоку от него и менее сейсмическую — к западу от этого раз-
лома, и играют роль экрана, поглощающего сейсмическую энергию
землетрясений, которые происходят к западу и востоку от него
(И. В. Ананьин).
Исследование динамических параметров землетрясений Казбекского
района, лежащих в полосе этого глубинного разлома, проведенное
О. Д. Гоцадзе (1956), показало, что в отличие от большинства земле-
трясений Кавказа здесь крутые, почти отвесные плоскости смещений
в очагах вытянуты в юго-западном — северо-восточном направлении,
а смещения в очагах представляют собой нормальные сбросы и взбро-
сы с опущенным юго-восточном крылом.
В восточной части Ахалкалакского вулканического нагорья, где
существуют меридиональные разломы фундамента, плоскости смещений
в очагах имеют близдолготное простирание. Изосейсты крупных земле-
трясений (например, Ахалкалакского, Табациурского) вытянуты в дол-
готном направлении вдоль зон разломов (Кириллова, 1952), а эпицент-
ры афтершков Табациурского землетрясения 1940 г. также группируют-
ся в зоне меридионального Абул-Самсарского разлома (Бюс, Рубин-
штейн, 1953). Весьма характерны для восточной части Центрального
сегмента Большого Кавказа и западной части Малого Кавказа, лежа-
щих в зоне Главного Транскавказского поперечного перегиба, попереч-
ные региональные трещины растяжения, имеющие северо-северо-восточ-
ное и меридиональное простирание *. На отдельных участках они могут
переходить в отвесные сбросы. Эти трещины контролируют располо-
жение ряда вулканических аппаратов Эльбрусской, Ахалкалакской,
западной части Армянской вулканической областей и, в том
числе, таких вулканов-гигантов, как Эльбрус, Арагац, Арарат, ле-
жащих на пересечении поперечных и продольных разрывных нару-
шений. К зонам поперечных вулканоактивных разломов и трещин на
Большом Кавказе приурочено несколько крупных глубоких вулкано-
тектонических депрессий, имеющих форму грабенов и брахисинклина-
лей северо-северо-восточного простирания — Эльбрусская, Верхнечегем-
ская, Верхнетерская (в центре которой находится крупный вулкан Ка-
барджин). Компенсационное проседание этих впадин происходило
одновременно с мощными извержениями в позднем плиоцене и антро-
погене и было связано с опорожнением блнзповерхностных магмати-
ческих камер.
Таким образом, новейшая активность поперечных разломов в пре-
делах поднятий Малого и Большого Кавказа сыграла важную роль
в новейшей структуре и существенно отразилась в рельефе, вулканизме
и сейсмичности этих сооружений.
ГЛАВА V
СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
В ПОЗДНЕОРОГЕННОЙ
СТАДИИ
При региональном описании неотектоники Кавказа мы обращали
большое внимание на проявления складкообразовательных движений
в тех или иных зонах, на морфологические особенности складчатых
* Аналогичная поперечная зона новейшей трещиноватости в бассейне р. Сулак
совпадает с осью Восточно-Кавказского поперечного перегиба («Дагестанского клина»),
350
структур и условия их образования. При этом мы стремились, по воз-
можности, подходить к последнему вопросу не предвзято, а попытаться
в каждом случае понять вероятный механизм формирования складча-
тых форм, исходя из особенностей их строения, расположения и исто-
рии развития. В этом разделе мы попытаемся, не повторяя изложен-
ные выше фактические данные и соображения о генезисе конкретных
складчатых структур, обобщить их в рамках всего Кавказа и сделать
некоторые выводы о их возможном происхождении. Наиболее суще-
ственные данные о распространении складчатых форм, возникших
в течение позднеорогенной стадии на площади Кавказской области,
о времени складкообразования, морфологических типах и некоторых
генетических особенностях складчатых нарушений и их связи с разры-
вами отражены на карте проявлений новейшего складкообразования
на Кавказе (рис. 70).
Необходимо определить, какие структурные формы, возникшие или
развивавшиеся в течение позднеорогенной стадии, мы относим к кате-
гории складчатых структур. Прежде всего речь идет лишь о новейших
изгибовых деформациях мезо-кайнозойского структурного этажа —
главным образом, его верхней, кайнозойской части и в меньшей сте-
пени более древней, мезозойской. Мы не будем включать в категорию
новейших складчатых структур молодые изгибовые деформации ранее
сильно дислоцированного складчатого основания (допалеозойского, па-
леозойского, а в пределах Большого и Малого Кавказа — также ме-
зозойско-палеогенового), которые отличаются обычно большим ради-
усом кривизны и большими размерами, в частности значительной ши-
риной, и относятся нами к типу сводовых структур. Таким образом, соб-
ственно складчатые структуры (-складки покрова) мы противопостав-
ляем здесь сводовым структурам (-складкам основания в понимании
Аргана).
Во-вторых, к складчатым структурам мы не относим также наибо-
лее крупные, широкие, с очень большим радиусом кривизны молодые
изгибы покрова мезо-кайнозойских отложений, которые являются более
или менее непосредственным отражением в этом покрове сводовых
структур фундамента (складок основания), такие, например, как от-
дельные межгорные и предгорные прогибы и т. п.
Несомненно, что проведение подобного разделения на собственно
складчатые структуры и отраженные в чехле сводовые структуры фун-
дамента в отдельных случаях бывает несколько условным (в особен-
ности это касается некоторых платформенных структур Предкавказья),
но в основе своей оно, как мне кажется, отвечает реальному существо-
ванию генетически различных типов изгибовых деформаций.
Вопросы морфологии, истории развития и генезиса новейших склад-
чатых структур Кавказской области привлекали большой интерес иссле-
дователей и широко освещены в литературе. Средн многих региональ-
ных работ по этим вопросам можно отметить исследования: М. С. Бунь-
кова, В. П. Крымова, М. И. Жемеричко и других — по складчатости
Терского прогиба, Л. А. Варданянца, А. Е. Криволуцкого, А. А. Сор-
ского, В. Н. Шолпо, В. И. Шевченко — по складкообразованию на се-
верном крыле Восточного Кавказа, И. С. Шатского, В. Е. Хайна,
Ф. С. Ахмедбейлн, И. А. Воскресенского, А. М. Шурыгина, Б. В. Гри-
горьянца, М. Г. Агабекова и других — по складкообразованию в облас-
ти юго-восточного погружения Большого Кавказа, М. Г. Агабекова
и А. В. Мамедова, Д. А. Булейшвили, Ф. С. Ахмедбейлн, Ф. А. Ширино-
ва и Ю. П. Баженова, М. А. Айзенберга и других — по складчатости
Куринской впадины, И. П. Гамкрелидзе, Е. К- Бахания, В. Б. Оленина
и Б. А. Соколова и других — по складкам Западной Грузин, В. В. Бе-
лоусова, М. В. Муратова, Н. А. Лебедевой, А. Н. Шарданова и дру-
гих— по Керченско-Таманской зоне и Западно-Кубанскому прогибу,
351
Рис. 70. Карта проявлений складкооб-
разования в новейшей (позднеороген-
ной) стадии. Составил Е, Е. Мила-
новский
Морфологические типы
складчатости: / — полная ли-
нейная нлн брахиморфная складча-
тость с соразмерным развитием анти-
клиналей и синклиналей (преимуще-
ственно постседиментационная); 2 —
складчатость промежуточного типа,
брахиморфная с узкими антиклиналя-
ми (гребневидная): 3 — то же, с эле-
ментами глиняного диапирнзма и гря-
зевым вулканизмом; 4 — то же, с эле-
ментами соляного диапиризма; 5 —
прерывистая глыбовая складчатость
платформенного типа с крупными по-
логими брахиморфными и куполовид-
ными антиклиналями; 6 — складки,
прямые и близкие к ним; 7 — складки,
косые или опрокинутые (штрихи пока-
зывают направление наклона осевой
поверхности). Разрывные нару-
шения, генетически свя-
занные с новейшей склад-
чатостью: 8 — вертикальные и кру-
тые разрывы типа сбросов (зубчики в
сторону опущенного крыла); 9 — то же
предполагаемые и флексуры; 10 — на-
двиги и взбросы (зубчики в сторону
падения сместителя); // — тектониче-
ские покровы, непосредственно связан-
ные с надвигами (негравитационные);
12 — тектонические покровы гравита-
ционного гнпа; 13 — сдвнгн. Время
складкообразования:	14— в
раннеорогенной стадии (олигоцен —
средний сармат): 15—21 — в позднеоро-
генной стадии [/5 — в начале I фазы
(после среднего илн позднего сарма-
та); 16 — в середине нли конце I фазы
(после мэотиса — понта нлн в конце
среднего плиоцена); /7 — в течение
всей II фазы (в акчагыле и апшеро-
не); 18 — в конце II фазы (в апшероне
илн перед плейстоценом); 19 — в нача-
ле или середине III фазы (в раннем
и среднем плейстоцене); 20 — до конца
III фазы (до позднего плейстоцена и
голоцена); 21 — в течение всей поздне-
орогенной стадии (с позднего сармата
до антропогена)] Прочие обозна-
чения: 22 — зоны сводово-глыбовых
поднятий в течение всей (илн большей
части) позднеорогенной стадии; 23 —
зоны абсолютных илн относительных
погружений в антропогене
П. Д. Гамкрелидзе, С. К- Арзуманяна, Л. И. Маруашвнли и других —
по новейшей складчатости Малого Кавказа.
Некоторые вопросы, связанные с новейшей складчатостью Кавказа,
служат предметом длительной дискуссии. К числу их относятся в пер-
вую очередь вопросы развития складкообразовательных процессов во
времени (длительность и кратковременность, непрерывность или эпизо-
дичность) и вопросы механизма и движущих сил этого процесса.
1.	Зоны проявления новейшего складкообразования. Как видно из
карты новейших складчатых структур (см. рис. 70), районы, подверг-
шиеся складкообразованию в позднеорогенной стадии, занимают на
территории альпийской геосннклннальной области Кавказа весьма зна-
чительные площади, причем на большей их части эта стадия была вре-
менем наиболее интенсивных, а часто и впервые в альпийском цикле
проявлявшихся складкообразовательных движений. Сразу бросается
в глаза, что наиболее широким распространением молодые складчатые
структуры пользуются в восточной половине Кавказской области, тогда
как в западной его половине (особенно в зоне Транскавказского попе-
речного поднятия) они развиты более слабо, на ограниченных площа-
дях, приуроченных к самым западным, наиболее опущенным участкам
различных продольных зон. На востоке районы широкого развития но-
вейшего складкообразования также приурочены к самым восточным
опущенным поперечным участкам разных продольных зон, тяготеющим
к пересекающей весь Кавказ Каспийской поперечной зоне погружений.
Весьма неравномерно проявились складчатые деформации в пределах
различных тектонических элементов Кавказа.
В пределах сооружений Большого и Малого Кавказа основные
складкообразовательные движения в течение альпийского цикла в ос-
новном имели место в конце раннегеосннклинальной (киммерийской)
стадии, т. е. перед мальмом (главным образом, в осевой зоне Большого
Кавказа), а также в конце собственно геосинклинального этапа и в
раннеорогенной стадии, т. е. в конце эоцена, олигоцене и миоцене —
в период «замыкания» последних частных геосинклинальных прогибов
и превращения Большого и Малого Кавказа в складчатые сооружения —
мегантнклннорни. Лишь в некоторых, незначительных по своей площади
зонах этих сооружений складкообразовательные процессы продолжа-
лись в течение позднеорогенной стадии — главным образом в первой
ее половине. На Большом Кавказе выделяется несколько таких зон,
в основном занимающих в его структуре краевое положение. Таковы
складчатая зона Известнякового Дагестана с ее западным продолжением
в Чечено-Ингушетии и Северной Осетин на северном крыле Восточного
сегмента Кавказа, Гудаутская складчатая зона в приморской части
Абхазии на южном крыле Центрального сегмента и Ковдаг-Сумгант-
ская складчатая зона — на южном крыле Юго-Восточного сегмента
Кавказа. Во всех этих зонах складкообразовательные движения на-
чались уже в раннеорогенной стадии (а «эмбрионы» некоторых
складок зародились еще раньше) и в основном завершились в первой
фазе позднеорогенной стадии. В эту же фазу была сформирована со-
временная складчатая структура Рача-Лечхумского грабен-синклн-
нального прогиба, расположенного внутри южного крыла Централь-
ного Кавказа.
На Малом Кавказе складчатостью в течение позднеорогенной ста-
дии были затронуты некоторые внутренние зоны, продолжавшие испы-
тывать погружение в миоцене и частично в плиоцене — Севанская впа-
дина и прилегающие к ней с юга и с запада Варденисское и Гегамское
вулканические нагорья, Ереванская впадина и некоторые районы Ахал-
калакского вулканического нагорья (главным образом, его северная
периферия). В большинстве этих районов складкообразование в основ-
ном завершилось в первой фазе новейшей стадии, но в некоторых (Се-
23 0731
353
ванская впадина, Цалкинский район) — продолжалась до конца плио-
цена.
Интенсивность новейших складчатых деформаций в разных районах
сооружений Большого и Малого Кавказа была различной. Наиболее
сильные складчато-надвнговые дислокации имели место в Северной Осе-
тии и Абхазии. Во всех районах Большого и Малого Кавказа складко-
образование сопровождалось окончательным прекращением опусканий
и вовлечением их в более или менее значительные поднятия.
Несравненно шире проявились процессы складкообразования в те-
чение всей позднеорогенной стадии в краевых прогибах, межгорных
впадинах и периклинальных зонах, обрамляющих сооружение Большо-
го Кавказа; в межгорных впадинах, ограничивающих Малый Кавказ
и Талыш, складчатость имела значительно меньшее, локальное разви-
тие и происходила, главным образом, лишь в первую фазу этой стадии.
По периферии же Большого Кавказа новейшим складкообразованием
были захвачены южные крылья и осевые части Терского и Кусарского
краевых прогибов и осевая зона Западно-Кубанского прогиба. В пре-
делах северных крыльев краевых прогибов складкообразование в новей-
шей стадии отсутствовало или было ничтожным. На всей своей площа-
ди подверглись складкообразованию области периклинальных погруже-
ний Большого Кавказа — Керченско-Таманская и Апшероно-Кобыстан-
ская, и пока еще менее интенсивным складчатым деформациям —
значительная, если не большая часть остаточно-геосинклинального
Южно-Каспийского прогиба. В межгорных впадинах Закавказья склад-
кообразование в позднеорогенную стадию в общем отличалось большой
интенсивностью, но проявилось на их площади крайне неравномерно;
в частности, участки межгорных впадин, наложенные на срединные мас-
сивы (Нижнекуринский массив, восточный и западный участки Гру-
зинского массива), а также на периферические зоны альпийских склад-
чатых сооружений (Алазанский, Среднекуринский или Караязский,
Нижнеараксинский прогибы) новейшей складчатостью либо вовсе не
были захвачены, либо затронуты ею слабо.
Эпигерцинская платформа Предкавказья отличается от альпийского
пояса чрезвычайно длительным конседнментационным развитием своих
пологих складчатых структур. Однако в некоторых районах, где подоб-
ные складчатые структуры развивались в течение мезозоя и начале
кайнозоя (Ейско-Березанская, Прикумская складчатые зоны), их инди-
видуальный рост в неоген-четвертичное время почти прекратился и был
подавлен процессом общего опускания, в которое были вовлечены се-
верные платформенные крылья краевых прогибов.
Напротив, в пределах Центрального Предкавказья, особенно Юж-
ного Ставрополья, испытавшего значительные новейшие поднятия, рост
локальных платформенных складок не только не прекратился, но даже
несколько усилился и продолжался уже как постседиментационный
процесс в течение всей позднеорогенной стадии. Одновременно с ними,
но в значительной мере конседиментационно медленно росли пологие
платформенные складки в Промысловской зоне, занимающей северо-
восточный угол карты (см. рис. 70).
2.	Развитие складкообразования во времени. Складкообразователь-
ные движения в Кавказской области в целом протекали в течение
всей позднеорогенной стадии. Однако в конкретных районах Кавказа
они почти никогда, за немногими исключениями (например, Таманский
полуостров) не продолжались в течение всей этой стадии, а обычно
захватывали лишь одну или две ее фазы. В некоторых районах они ог-
раничивались во времени даже не всей, а лишь частью первой, самой
длительной фазы позднеорогенной стадии, продолжавшейся около 8 млн.
лет. Напротив, в тех районах, где складкообразование началось лишь
в начале четвертичной, самой короткой фазы (0,5 млн. лет) — оно, как
354
правило, не закончилось до современности (например, складки Аджи-
ноурской системы). Таким образом, продолжительность периода склад-
кообразовательных движений в каждом районе составляет в среднем
несколько миллионов лет и редко превышает 8—10 млн. лет. Проведен-
ный для ряда районов Кавказа (Кобыстан, Керченско-Таманская об-
ласть и пр.) анализ распределения фаций и мощностей различных гори-
зонтов, участвующих в строении складок, стратиграфических перерывов
и угловых несогласий, т. е. всех тех показателей, которые как бы
позволяют «разложить» процесс развития складчатых структур во вре-
мени на ряд отдельных «кадров», показывает, что в большинстве слу-
чаев в краевых, межгорных впадинах и периклинальных областях
складкообразовательный процесс протекал длительно и непрерывно,
одновременно с накоплением молассовых толщ (Н. С. Шатскнй,
В. Е. Ханн и др.), получая выражение в изменениях фаций и мощностей
отложений в разных элементах растущих складок, в их подводном или
наземном рельефе, в размыве сводов антиклиналей и т. п. Однако ин-
тенсивность складкообразования во времени не оставалась постоянной,
ослабевая во время общих погружений (акчагыл, ранний апшерон) и,
как правило, возрастая в те моменты, когда в том или ином районе за-
вершилось общее погружение и он начинал вовлекаться в процесс об-
щего воздымания.
Эти сравнительно кратковременные в геологическом смысле «мо-
менты» усиления складкообразовательных движений можно с некоторой
условностью называть фазами складкообразования (пред-
среднеплиоценовая, предакчагыльская, позднеапшеронская и предбакнн-
ская, предхазарская и т. п.). Все же время, в течение которого в том
или ином районе формировались складчатые структуры, можно назвать
периодом складкообразования. В дальнейшем, в ходе
общего воздымания складкообразовательный процесс обычно сильно
ослабевает или вовсе затухает. В более общем, широком плане можно
сказать, что процессы складкообразования, происходившие в поздне-
орогенной стадии в разных зонах Кавказа, совпадали с периодом по-
степенного прекращения погружений и втягиванием этих зон в под-
нятие.
В большинстве случаев форма складчатых структур и их прости-
рание в процессе длительного их развития сохранялись, но в некоторых
районах намечается изменение формы складок и их переориентировка
в ходе складкообразовательных движений. В случаях непрерывного
конседнментацнонного роста складок на поверхности она бывает мало
заметна и выявляется лишь бурением и сейсморазведкой на глубине,
в случаях же значительных перерывов в седиментации бывает выраже-
на в угловых и азимутальных несогласиях, картируемых на поверхно-
сти, в явлениях «пересечения» складчатостей, образовании брахнструк-
тур, наложенных на более древние линейные складки и т. д. Все эти
явления с наибольшей яркостью выражены и детально изучены на юго-
восточном окончании Большого Кавказа, в Кобыстане и на Апшероне
(Н. С. Шатскнй, В. Е. Ханн, Б. В. Григорьянц и др.). Взаимное нало-
жение и пересечение разновозрастных складчатых структур, а также
сочетание в одновозрастных складчатых структурах коленчато-сочленяю-
щнхся звеньев разного простирания связаны, по-внднмому, с нали-
чием контролирующих формирование складок глубоких разломов фун-
дамента нескольких взаимно пересекающихся направлений, относитель-
ная активность которых со временем меняется в зависимости от изме-
нений общего глубинного динамического плана.
В этой же области Кавказа наиболее хорошо изучены явления бо-
кового смещения сводов антиклиналей по более молодым горизонтам
в процессе длительного роста складок. Эти смещения, как показал
М. Г. Агабеков (1963), происходят в сторону соседней глубокой актив-
23*
355
но развивающейся тектонической депрессии и, по его предположению,
обусловливаются отжиманием из последней в прилегающее к ней крыло
антиклинали масс пластичного вещества глинистых горизонтов, что со-
здает вторичное неравенство мощностей глинистых толщ на крыльях
растущих складок.
Рассматривая карту новейших складчатых структур (см. рис. 70),
легко подметить некоторые характерные закономерности в распростра-
нении и перемещении зон складкообразования на площади альпийской
геосинклинальной области на протяжении трех фаз позднеорогенной
стадии. Наиболее часто проявляющаяся закономерность заключается
в последовательном смещении районов складкообразования вкрест
простирания тектонических зон — от растущих горных сооружений Боль-
шого и Малого Кавказа, раньше подвергшихся складчатости, в непо-
средственно прилегающие к их краю зоны краевых, межгорных проги-
бов и периклинальных областей, а затем — во все более отдаленные от
юрных соооружений внутренние зоны этих депрессий. Подобная мигра-
ция участков, испытывающих складкообразование вкрест простирания
структур, как правило, происходит во времени и пространстве не плав-
но, а как бы скачкообразно, и в последующую фазу процесса складча-
тость сразу захватывает целиком какую-то новую зону и вместе с тем
резко ослабевает или прекращается в соседней зоне, причем подобные
зоны с окончанием складчатости последовательно причленяются к об-
ласти поднятия Большого (или реже Малого) Кавказа в виде склад-
чатых ступеней. Эти явления последовательной миграции зон активного
складкообразования в сторону от горного сооружения и его расширения
за счет завершивших складчатость зон прекрасно выражены на северо-
восточном крыле Восточного Кавказа и прилегающем к нему Терском
краевом прогибе, на южном крыле поднятия Юго-Восточного Кавказа
и пролегающей Апшероно-Кобыстанской периклинальной области, на
южном крыле Центрального и западной части Восточного Кавказа и в
примыкающих к ним Рионской и Верхнекуринской межгорных впади-
нах и т. д.
Вторая закономерность состоит в последовательном смещении зон
активного складкообразования вдоль простирания депрессионной зоны
в направлении от периклинального окончания складчатого сооружения
или его крупной зоны в сторону наиболее погруженного поперечного
участка депрессии, лежащей на его продолжении. Яркие проявления
этой продольной миграции процесса складкообразования мы видим на
восточном окончании мегантиклинория Горного Крыма, где эти процес-
сы последовательно распространяются на восток по простиранию Кер-
ченско-Таманской периклинальной зоны, на юго-восточном периклиналь-
ном окончании Большого Кавказа, где продольная миграция складко-
образования — к восток-юго-востоку сочетается с поперечной (с распро-
странением складчатости к югу), а также на восточном продолжении
Аджаро-Триалетского сооружения — в пределах Ширакско-Аджинаур-
ской складчатой системы, в которой на протяжении позднеорогенной
стадии в процессы складкообразования постепенно вовлекались все бо-
лее восточные участки.
В случае продольной миграции складкообразовательного процесса
(как и при поперечной миграции) поперечные участки, испытавшие
складкообразование (вначале типично конседиментационное, затем пост-
седиментационное), по мере его завершения один за другим вовлека-
ются в общее сперва незначительное по амплитуде, относительно мало
дифференцированное воздымание. Таким образом, складчатое сооруже-
ние, на погруженном продолжении которого происходит складкообразо-
вание, постепенно как бы разрастается по простиранию, последовательно
удлиняясь по мере обращения тектонического режима на все новых
356
поперечных звеньях периклинальной области или остаточного геосинк-
линального прогиба — этих современных реликтов некогда обширных
и протяженных геосинклиналей, в лоне которых возникли мегантикли-
нории Большого и Малого Кавказа, Крыма и Копет-Дага.
Относительно реже проявляется в неотектонической стадии третья
закономерность миграции складчатости во времени — проявление ее
сперва в центральной, осевой зоне прогиба (раньше других испыты-
вающей обращение), а затем — распространение складкообразователь-
ных движений в периферические, более устойчиво погружавшиеся зоны
прогиба. Подобная закономерность, как известно, наиболее свойственна
геосинклинальным прогибам (например, геосинклинали Большого Кав-
каза в альпийском цикле).
В новейшей стадии мы видим нечто подобное, но в миниатюре в за-
падной части Ширакско-Аджиноурской складчатой системы, где сначала
начинает испытывать складкообразование и поднятие осевая — Чатмин-
ская зона, а затем к этим процессам подключаются периферические
Мирзаанская и Джейранчельская зоны. Эта особенность развития Ши-
ракско-Аджиноурской системы, как и некоторые другие ее черты, может
указывать на генетическое сходство Ширакско-Аджиноурской зоны
с геосинклинальными прогибами, о чем уже говорилось при ее опи-
сании.
Развитие складкообразовательного процесса во времени в платфор-
менной области Предкавказья существенно отличается своей гораздо
меньшей скоростью (здесь отдельные структуры и их ассоциации растут
в течение нескольких десятков миллионов лет и лишь завершают или
продолжают свое развитие в новейшей стадии) и большей устойчи-
востью во времени форм развивающихся здесь более или менее крупных
пологих брахискладчатых структур.
3.	Морфологические типы складчатых структур и некоторые вопро-
сы механизма их формирования. По своим основным морфологическим
признакам, связанным с их генетическими особенностями, новейшие
складчатые структуры Кавказской области можно в грубой схеме от-
нести к трем основным типам. Для их обозначения мы воспользуемся
терминами, предложенными В. В. Белоусовым (типы полной, промежу-
точной и прерывистой складчатости), однако разграничение первых двух
типов между собой мы проведем несколько иначе, чем В. В. Белоусов.
К первому типу с некоторой условностью можно отнести большинство
новейших складчатых структур, возникших в пределах Большого и Ма-
лого Кавказа, ко второму — почти все складчатые структуры краевых
прогибов, межгорных впадин, периклинальных областей и остаточно-
геосинклинальных прогибов и к третьему — складки платформенной об-
ласти Предкавказья.
Полная складчатость. Признаками полной (или голоморф-
ной) складчатости, по В. В. Белоусову, являются: 1) непрерывность
«заполнения» складками данного участка; 2) примерно одинаковое, кон-
груентное развитие антиклиналей и синклиналей; 3) единство прости-
рания целого пучка складок и 4) общая горизонтальная ориентирован-
ность движения масс при складкообразовании, выраженная в единстве
наклона осевых поверхностей складок (или их вертикальном положе-
нии). Легко видеть, что сильно сжатые (вплоть до изоклинальных), ско-
шенные к югу складки флишевых и флишоидных меловых отложений
западной части Ковдаг-Дибрарской зоны южного склона Юго-Восточ-
ного Кавказа вполне удовлетворяют этим критериям, но к востоку по
простиранию зоны они совершено постепенно сменяются более спокой-
ными гребневидными брахискладками, т. е. складчатостью промежу-
точного типа. Менее ясен вопрос о принадлежности к тому или иному
типу складок Гудаутской ступени и особенно зоны Известнякового Да-
гестана — Северной Осетии. Здесь развиты крупные линейные и бра-
357
химорфные складки, сложенные существенно карбонатными толщами
верхней юры и мела, а также породами палеогена и местами миоцена
(в некоторых синклиналях) с выдержанным простиранием, в попереч-
ном сечении либо коробчатые и симметричные, либо округлые и более
или менее скошенные к югу и срезанные взбросо-надвиговыми наруше-
ниями (в Чечне и Северной Осетии).
Согласно В. В. Белоусову, складчатость зоны Известнякового Даге-
стана должна относиться к промежуточному типу, поскольку там широ-
ко развиты коробчатые складки. Коробчатые складки считаются харак-
терными для этого типа, поскольку они, по его мнению, являются непо-
средственным отражением в осадочном покрове дифференциальных
вертикальных движений отдельных блоков фундамента и, следователь-
но, условия их образования аналогичны таковым недиапировых преры-
вистых складок. Однако в данном случае с этим мнением трудно согла-
ситься, во-первых, потому, что коробчатая форма складок Известняко-
вого Дагестана, как показали А. А. Сорский и В. И. Шолпо (1962), не
связана с «глыбовым» (штамповым) механизмом складкообразования,
а обусловлена дисгармонией между более пластичным нижне-средне-
юрским песчано-глинистым комплексом и вышележащими более мас-
сивными существенно карбонатными породами мальма — эоцена. Короб-
чатая форма свойственна только этим последним, а в нижележащих
пластичных породах не сохраняется; последние смяты в более мелкие
и сложные складки. В самих карбонатных породах мальма — эоцена
при движении по простиранию в западном направлении, в сторону Се-
верной Осетии складки приобретают отчетливую южную вергентность и
вместе с тем утрачивают типичную коробчатую форму.
Как в зоне Известнякового Дагестана и Северной Осетии, так и в
Гудаутской зоне складчатость обладает большинством признаков, ха-
рактерных, по В. В. Белоусову, для полной складчатости, в частности
первым, основным признаком последней — полнотой заполнения склад-
ками пространства, а по большей части — и вторым признаком — при-
близительной соразмерностью антиклиналей и синклиналей (не говоря
уже о третьем и четвертом признаках, наличие которых не противоречит
и складчатости промежуточного типа). Все сказанное показывает, что
имеются серьезные основания относить новейшие складчатые структуры
краевых зон северного крыла Восточного Кавказа и южного крыла
Центрального — не к типу промежуточной, а к типу полной складча-
тости (но умеренной интенсивности) или, по крайней мере, рассматри-
вать их как нечто переходное между этими типами.
Новейшие складчатые структуры Малого Кавказа морфологически
достаточно изучены на значительной площади лишь в Цалкинском рай-
оне, где мы видим систему прямых, открытых, имеющих единое прости-
рание линейных и чаще брахиморфных, соразмерных между собой ан-
тиклиналей и синклиналей, занимающих всю площадь складчатой зоны.
Эти складки сложены вулканогенно-осадочными образованиями верх-
него плиоцена. По-видимому, морфологически близкие к ним, но более
крупные пологие складки слагает миоплиоценовая вулканогенная толща
в пределах Армянского нагорья, но эти структуры сильно замаскиро-
ваны несогласно залегающими покровами более молодых лав и изуче-
ны недостаточно.
В Ереванской и Севанской депрессиях в мощных пластичных гли-
нисто-соленосных толщах миоцена новейшая складчатая структура при-
обретает гребневидный или диапировый характер, позволяющий отнести
ее к промежуточному типу.
Промежуточная складчатость по сравнению с рассмот-
ренной выше не вполне типичной полной складчатостью распространена
в Кавказской области гораздо шире и в различных своих модифика-
циях господствует в пределах всех краевых, межгорных прогибов и пе-
358
риклинальных зон. Основными морфологическими особенностями, позво-
ляющими отделять этот тип от «полной складчатости», являются свой-
ственное ему более или менее значительное превышение ширины синкли-
налей над шириной антиклиналей и в той или иной мере выраженная
гребневидная форма последних. Широкие же синклинали имеют коры-
тообразный или сундучный профиль, а в ряде случаев превращаются,
по существу, в плоские недислоцированные участки между изолирован-
ными антиклиналями (переход к типу прерывистой складчатости). Не-
смотря на существенные изменения морфологии складок этого типа по
вертикали, эта несоразмерность узких антиклиналей и широких синкли-
налей сохраняется на всех доступных изучению срезах и является их
главной чертой, причем не только морфологической, но, по-видимому,
и генетической, так как указывает в общем на меньшую интенсивность
складкообразовательного процесса, чем при полной складчатости.
В плане складки могут иметь как линейный, так и брахиморфный
характер, так что этот признак не является особенно существенным для
разделения складчатостей промежуточного и полного типа. Как и в пол-
ном типе складчатости, складки обладают приблизительным паралле-
лизмом осевых поверхностей — в пределах определенной зоны все склад-
ки либо прямые, либо все бывают скошены или даже опрокинуты в одну
сторону. В последнем случае они сопровождаются обычно взбросами и
надвигами.
Характернейшей чертой новейшей складчатости этого типа во всех
предгорных и межгорных депрессиях Кавказа является свойственная ей
структурная дисгармония между разными литолого-стратиграфическими
комплексами, слагающими складки, причем в целом, как правило, про-
исходит существенное усложнение складчатых форм вверх по разрезу.
При этом обычно устанавливаются как бы три этажа деформации в пре-
делах одного структурного яруса (см. рис. 71):
1)	нижний, образованный относительно малопластичными, напри-
мер, карбонатными породами, смятыми в крупные, пологие, иногда (но
не всегда) коробчатые складки;
2)	средний, сложенный мощной толщей весьма пластичных, чаще
всего глинистых пород, внутри которого осуществляется интенсивное
внутриформационное течение материала из синклиналей в сторону ан-
тиклиналей, приводящее к более или менее значительному вторичному
уменьшению мощностей в пределах первых и возрастанию — во вторых
(иногда в несколько раз) и возникновению в присводовых участках
антиклиналей вторичных мелких складок, взбросов и надвигов (с пере-
мещением масс в направлении нагнетания материала); все эти вторич-
ные усложнения постепенно затухают книзу внутри пластичной толщи
(и в ее основании отсутствуют);
3)	верхний, выраженный менее пластичными, например, песчано-
глинисто-карбонатными толщами, которые деформируются согласно
с верхней частью подстилающего пластичного комплекса и как бы пов-
торяют образуемые последней сложные складчато-надвиговые струк-
туры.
Роль среднего пластичного комплекса, в котором усложняется
складчатая структура, в большинстве случаев принадлежит глинистым
породам майкопской серии (точнее ее средней и верхней частям); одна-
ко в некоторых районах подобную же роль играют и другие, ниже- или
вышележащие образования. Так, в Ширакско-Аджиноурской складча-
той системе, обладающей огромной мощностью неогенового разреза,
эта роль переходит к сарматским или даже мэотис-понтическим суще-
ственно глинистым отложениям, в некоторых же зонах Юго-Восточного
Кавказа ее могут играть наряду с Майкопом, нижележащие глинистые
отложения палеогена (сумгаитская и коунская свиты) или пластичные
флишевые породы верхнего мела; наконец, при образовании складчато-
359
чешуйчатой структуры мальм-меловых существенно карбонатных толщ
северной краевой зоны Большого Кавказа в Северной Осетии такую же
роль, по-видимому, берет на себя существенно глинистый комплекс
лейаса — доггера.
Описанная «трехэтажная» дисгармоничная складчатая структура
в простейшей схеме образуется в рамках единого структурного яруса,
лишенного угловых несогласий и существенных стратиграфических пе-
рерывов, в течение единого, хотя и довольно продолжительного (не-
Рис. 71. Принципиальная схема, показывающая механизм усложнения складчатой струк-
туры кверху при наличии в разрезе пластичного среднего комплекса (изображенный
механизм, по-видимому, может приводится в действие как небольшим горизонтальным
сжатием, так и локальными поднятиями антиклинальных зон). Составил Е. Е. Ми-
лановский
колько миллионов лет) периода деформации. Но эта схема может час-
стично усложняться наличием перерыва и углового несогласия (или нес-
колькими перерывами и несогласиями) внутри верхнего этажа дефор-
мации; в таком случае в нем возникает несколько структурных ярусов,
в которых вверх по разрезу интенсивность деформации в антиклиналь-
ных зонах последовательно уменьшается, складчатые структуры упро-
щаются, взбросы или надвиги (ранее возникшие) затухают или при
повторных подвижках значительно уменьшают свою амплитуду, и, на-
конец, в структуре самого верхнего яруса может иметь место полное
«разглаживание» складок. Подобный резко несогласно залегающий,
слабо смятый структурный ярус, подвергшийся деформации лишь в те-
чение наиболее позднего периода, представляет, например, комплекс
верхнеплиоценовых отложений в Терском краевом прогибе и западной
части Ширакско-Аджиноурской складчатой системы или комплекс чет-
вертичных отложений в ее восточной части. В некоторых зонах Апше-
роно-Кобыстанской периклинальной области можно наблюдать не-
360
сколько структурных ярусов с последовательным упрощением (и с
некоторой перестройкой) структуры кверху.
В случае, когда рост складок происходит на фоне непрерывного
общего опускания (например, на Тамани, на западном крыле Южно-
Каспийского прогиба), упрощение структуры верхнего этажа деформа-
ции кверху происходит постепенно в результате уменьшения мощно-
стей к сводам растущих антиклинальных складок.
Рассматриваемый процесс формирования дисгармоничной гребне-
видной складчатости в зависимости от общих тектонических условий
может протекать в двух главных вариантах, которые можно условно
назвать: 1) двусторонним (или симметричным) и 2) односторонним (или
асимметричным).
К первому варианту мы относим складчатые структуры типа Ана-
стасиевско-Краснодарской антиклинальной зоны, в которых отжимание
и нагнетание пластичного материала происходит равномерно с обеих
сторон — из двух смежных синклинальных прогибов, в результате чего
возникает симметричная гребневидная ундулирующая антиклиналь
с диапировыми усложнениями, нередко с веерообразными вторичными
складками в верхнетретичных отложениях, сложенная майкопскими
и неогеновыми отложениями (по данным сейсморазведки — почти бес-
корневая в мезозойском подложье!). Более сложной, но принципиально
сходной комбинацией являются две сопряженные антиклинали с нагне-
танием пластичного материала как из промежуточной синклинали, так
и из боковых прогибов. Примером могут служить Терская и Сунжен-
ская антиклинали, образующие, вследствие более сильного отжимания
материала из промежуточной Алханчуртской синклинали, общее вееро-
образное сооружение.
Ко второму варианту, более широко выраженному на территории
Кавказа, относятся сочетания новейших складок с общей внутриформа-
ционной миграцией материала пластичного комплекса в одну сторону,
обычно из наиболее глубокой части прогиба в сторону его крыла и
смежного поднятия. Для этого варианта характерно образование сис-
темы косых и даже опрокинутых в сторону направления миграции пла-
стичного вещества (обычно в сторону относительного поднятия) скла-
док, осложненных взбросами и надвигами со смещением масс в ту же
сторону.
Во многих случаях явления отжимания и нагнетания пластичного
материала не приводят к прорыву пластичным ядром антиклинальных
складок своей оболочки и остаются на зачаточной «диапироидной» ста-
дии. Иногда они могут приводить к протыканию ядром оболочки,
т. е. к собственно диапировым явлениям; этому способствуют возникно-
вение разрывов в присводовых частях складок, по которым устрем-
ляется кверху пластичное вещество, сильный эрозионный размыв сводов
антиклиналей, уменьшающий мощность кровли, а значит — и проч-
ность оболочки, а также насыщение глинистых толщ (в первую очередь,
майкопской серии, коуна, Сумгаита и пр.) водой и газами, понижаю-
щее их плотность и создающее инверсию плотностей, т. е. приводящее в
действие (или, вернее, активизирующее) механизм гравитационного
всплывания диапирового ядра. В последнем случае диапировые явления
сочетаются с явлениями грязевого вулканизма, чрезвычайно широко
распространенными в обеих периклинальных областях Кавказа, где они
происходили не только в течение всей позднеорогенной стадии, но места-
ми и в раннеорогенной (уже с майкопского века).
С грязевулканическими процессами, по мнению ряда исследовате-
лей (Г. А. Лычагин, М. В. Муратов), генетически связано возникнове-
ние, т. е. вдавленных, вторичных синклиналей на сводах более крупных
брахиантиклиналей Керченско-Таманской области; это явление связы-
вается ими с глубоким проседанием свода складки уже после ее
331
возникновения в результате выноса из ее ядра больших масс вещества
в ходе грязевулканических извержений, т. е. рассматривается как нало-
женный на первоначальную структуру процесс, аналогичный образова-
нию вулкано-тектонических депрессий (кальдер). Однако другие иссле-
дователи этих структур (В. В. Белоусов, Н. Б. Лебедева) придают основ-
ную роль в возникновении «вдавленностей» различной интенсивности
нагнетания пластичного вещества в разных элементах антиклинальной
складки (большей на крыльях, чем в осевой ее части), в результате чего
свод отстает в своем росте от присводовых участков крыльев и на нем
возникает остаточная мульда, окруженная вторичными растущими греб-
невидными антиклиналями.
Особой разновидностью новейших диапировых структур, обнару-
женной на территории Кавказа пока в единственном Ереванском райо-
не, являются диапировые складки с соляными ядрами, связанные
с мощной средне- (?) миоценовой соленосной толщей. Симметричные
соляные брахискладки и купола развиваются здесь над очень пологими
антиклиналями северо-восточного простирания в породах палеогена —
нижнего миоцена, осложняющими строение дна Ереванского прогиба.
Таким образом, характернейшей чертой гребневидной складчатос-
ти промежуточного типа, которой принадлежит господствующая роль
среди новейших складчатых структур Кавказа, является ее дисгармо-
ничный характер с усложнением кверху, связанный с наличием в разре-
зе кайнозоя (а иногда и мезозоя) мощной пластичной толщи, боковое
течение (отжимание и нагнетание) вещества внутри которой может
чрезвычайно резко усложнять и видоизменять складчатую структуру.
Важным результатом этих преобразований является неизбежно связан-
ное с ним удлинение (в направлении, поперечном к простиранию скла-
док) поверхности кровли пластичного комплекса относительно поверх-
ности его подошвы и соответственное удлинение вышележащих, соглас-
но пластующихся с ним отложений. Это относительное удлинение даже
в случаях сравнительно простых, «спокойных» структур типа Терско-
Сунженских складок может достигать 15% и значительно превосходит
по своей величине превышение протяженности слоев, подстилающих
пластичный комплекс, по сравнению с шириной данной складчатой
зоны, которое составляет всего несколько процентов. В случаях более
сложной складчато-надвиговой структуры верхнего комплекса, напри-
мер, в западной части Ширакско-Аджиноурской складчатой системы,
его относительное удлинение, очевидно, будет еще более значительным.
При рассмотрении складчатой структуры Терско-Сунженской складча-
той зоны мы указывали, что такое относительное увеличение протяжен-
ности слоев верхнего этажа деформации над нижним нельзя объяснить
ни мелкой гофрировкой слоев нижнего этажа, ни его поперечным рас-
плющиванием с общим вторичным утолщением; оба подобных процесса
нереальны. Это удлинение можно объяснить лишь растяжением,
а следовательно,-— иутоньшением слоев верхней части среднего
(наиболее пластичного) этажа и верхнего этажа деформации в направ-
лении, поперечном к простиранию складок. Аналогичное явление в ми-
ниатюре очень часто встречается при смятии в складки слоев с раз-
личными механическими свойствами, в частности, при образовании так
называемых «хвостатых складок». Нечто подобное, но в многократно
увеличенных масштабах, по-видимому, представляет удлинение и растя-
жение слоев верхнего этажа деформации при новейшем складкообразо-
вании в краевых и межгорных прогибах. Следует отметить, что хотя
среднемиоценовые и сарматские отложения и уступают по степени плас-
тичности однородной глинистой толще Майкопа, но обилие в этих от-
ложениях (особенно в их относительно глубоководных фациях, свойст-
венных мощным миоценовым толщам краевых и межгорных прогибов)
глинистых пород делает процесс растяжения и удлинения слоев миоце-
362
новых отложений вполне возможным. Выше (см. Терско-Сунженская
складчатая зона) мы показали, что растяжение (и утоныпение) слоев
в основном происходит в пределах широких синклиналей *, на крыльях
антиклиналей растяжение постепенно прекращается и происходит лишь
движение слоев верхнего этажа (вместе с верхней частью среднего,
пластичного этажа), в сторону сводов и, наконец, в присводовой части
антиклинали происходит сгруживание, скучивание материала этих же
слоев, приводящее к их вторичным смятиям и нагромождениям в виде
взбросов и надвигов **. При этом гребневидная форма складок, свой-
ственная кровле майкопской толщи, в несколько менее пластичных вы-
шележащих слоях миоцена иногда видоизменяется, вплоть до превра-
щения в коробчатую форму.
Таким образом, установленное при изучении новейших складчатых
структур депрессионных зон Кавказа резкое усложнение складчатых
форм в верхних горизонтах и соответствующее удлинение слоев послед-
них вследствие их растяжения представляет, как мне кажется, очень
важную закономерность, очевидно, распространяющуюся и на другие
складчатые области и имеющую важное значение для решения пробле-
мы происхождения складчатости. Сложность складчатой структуры,
наблюдаемой на поверхности, отнюдь не обязательно должна свиде-
тельствовать о соответствующем сильнейшем сжатии, так как слои,
слагающие сильно пережатые, даже изоклинальные складки, например,
во флишевых синклинориях южного склона Большого Кавказа, явля-
ются, по-видимому, вторично растянутыми. Следовательно, попытки ре-
конструкции первоначальной ширины зоны, подвергшейся складкообра-
зованию, путем «разглаживания» складок, т. е. путем вычисления
современной протяженности слоев, смятых в складки (даже, если бы глав-
ной причиной складкообразования было горизонтальное сжатие),—
могут привести к грубым ошибкам, так как нынешняя протяженность
слоев может оказаться значительно больше, чем их первоначальная
длина.
Из сказанного не следует, что мы вовсе исключаем горизонтальное
сжатие как возможный фактор новейшего складкообразования в депрес-
сионных зонах Кавказа. Но величина этого сжатия в той или иной
складчатой зоне должна была быть значительно меньше, чем разность
между современной протяженностью «расправленных» слоев, лежащих
выше пластичной (майкопской) толщи, и шириной данной складчатой
* Факт вторичного утоньшения слоев надмайкопских (например, среднемиоцено-
вых и сарматских) отложений в синклиналях пока не доказан соответствующими изме-
рениями их мощностей. Это связано, прежде всего, со слабой разбуренностью синкли-
нальных структур. Кроме того, надо иметь в виду, что миоценовые отложения, лежащие
выше пластичного майкопского комплекса, накапливались во время зарождения кон-
седиментационных складок и, следовательно, их первичные мощности в синклиналях
могут быть несколько большими, чем в антиклиналях. Поэтому, несмотря на последую-
щее растяжение и утоныпение слоев в синклиналях мощности надмайкопских отложений
в них могут оказаться близкими к их мощностям в антиклинальных структурах.
** Выдвигание верхних слоев из прогиба в сторону смежного поднятия с образо-
ванием на его крыле надвигов и вторичных складок некоторые исследователи связыва-
ют с процессом так называемой краевой складчатости (И. П. Гамкрелидзе, 1963), т. е.
явлением проскальзывания верхних слоев относительно нижних, аналогичным про-
скальзыванием закрепленных на одном конце и не закрепленных на другом листов кни-
ги или колоды карт при их изгибании. Подобный механизм краевой складчатости тре-
бует обязательного допущения горизонтального сжатия и возможности свободного
скольжения слоев на размытом эрозией крыле поднятия Для многочисленных случаев,
когда верхние слои сохранились на своде последнего (т. е. когда нет незакрепленного
«конца» слоев), он неприменим. Кроме того, даже при допущении горизонтального сжа-
тия (как бы раздавливания прогиба с боков) он дает существенный (по сравнению с
размерами складок) эффект лишь в случае относительной узости, сжатости синклинали,
из которой происходит выдвигание верхних слоев сминаемой серии. Следовательно,
этот механизм может иметь лишь частное значение в специфических условиях относи-
тельно узких и глубоких прогибов с размытыми бортами, типа Рача-Лечхумской син-
клинали.
363
зоны и, во всяком случае, не могла превышать разность между протя-
женностью подошвы пластичной толщи и шириной складчатой зоны.
Иными словами, она могла составлять в каждой складчатой зоне лишь
несколько километров, и, следовательно, ее возможная величина могла
быть лишь примерно того же порядка, что и амплитуда вертикальных
движений.
Прерывистая складчатостьв своем типичном выражении
распространена в пределах платформенной области Предкавказья
и Прикаспия. Среди платформенных складок, развивавшихся или про-
должавших свое развитие в неотектонической стадии, различаются две
главные группы. Одна из них представлена типично диапировыми
структурами Прикаспийской синеклизы — куполами и штоками с ниж-
непермским соляным ядром, рост которых обнимает чрезвычайно про-
должительное время — с позднепермской эпохи до современности.
Другая группа, широко представленная на территории Скифской
эпигерцинской плиты,— крупные брахиморфные, пологие, нередко ко-
робчатые складки типа плакантиклиналей, образованные мезо-кайно-
зойскими отложениями, выраженные в рельефе поверхности палеозой-
ского фундамента и, в одних случаях — несомненно, в других — пред-
положительно связанные с подвижками по разломам, рассекающим
фундамент и нижнюю часть платформенного чехла. Главную роль среди
этих разломов фундамента играют разрывы продольного восток-юго-
восточного и поперечного северо-северо-восточного простирания. Таким
образом, платформенные складки Ставрополья являются, очевидно, ти-
пичными глыбовыми (отраженными, штамповыми) складчатыми струк-
турами.
В пределах Ставрополья (главным образом, южного Ставрополья)
развитие этих структур происходило очень длительно, с мела до миоце-
на— конседиментационно, а в плиоцене — антропогене—постседимен-
тационно, в обстановке общего поднятия; судя по сильной дислоциро-
ванности миоценовых (до сармата включительно) отложений, главный
период складкообразования падает на новейшую, т. е. постседимента-
ционную стадию. Об этом же говорят прямое выражение складок
в рельефе (правда, нередко искаженное выработкой антиклинальных
эрозионных долин) и признаки современного роста складок, установлен-
ные при морфологическом изучении речных долин и исследовании сов-
ременных движений по данным повторного нивелирования. Данные бу-
рения и сейсмических исследований позволяют считать, что весь мел-
кайнозойский комплекс в складках Южного Ставрополья деформирован
однотипно (хотя интенсивность деформации с глубиной несколько воз-
растает), и поэтому структурные карты, построенные по фундаменту
и разным горизонтам мела, палеогена и миоцена, обрисовывают по
существу одни и те же или мало меняющиеся в плане кверху тектони-
ческие формы.
Платформенные складки Южных Ергеней по своей морфологии,
прямым соотношениям с рельефом фундамента и истории развития
близки к Ставропольским, но в новейшей стадии их рост был значитель-
но более слабым. Наконец, развитие платформенных складок Ейско-
Березанской и Прикумскон зон в основном происходило до неогена,
а в новейшей стадии рост их почти или полностью прекратился.
Существенно отличаются по некоторым признакам погребенные
складки более восточной части Донецко-Промысловской зоны — Ачи-
неро-Промысловской системы складок. Во-первых, рост складчатых
структур в неотектоническую стадию здесь происходил конседимента-
ционно и они отчетливо выражены в условиях залегания, мощностях
и отчасти фациях верхнеплиоценовых и в меньшей степени — четвер-
тичных отложений. Во-вторых, хотя развитие этих складок также опре-
делялось подвижками палеозойского фундамента по разломам, но на-
364
правление подвижек по одним и тем же разломам в течение альпий-
ского цикла изменялось и поэтому соотношения структуры верхних
горизонтов платформенного чехла и его нижних горизонтов (в частно-
сти, нижней и средней юры) здесь оказываются более сложными,
вплоть до обратных.
4.	Связь расположения и наклона складок с крупными тектониче-
скими структурами. В своем расположении и ориентировке новейшие
складки вполне закономерно связаны с расположением более крупных
тектонических элементов Кавказской области. Как правило, оси новей-
ших складчатых структур располагаются более или менее строго па-
раллельно: а) краям горных сооружений Большого и Малого Кавказа
(как внутри последних, так и по их периферии); б) границам отдельных
тектонических зон (блоков, ступеней) в депрессиях (краевых прогибах,
межгорных впадинах и пр.), и глубоким, длительно живущим разломам,
которые разделяют эти зоны и ограничивают депрессии в целом; в) изо-
пахитам новейших отложений в краевых, межгорных и периклиналь-
ных прогибах. Как правило, интенсивность складчатых нарушений воз-
растает в непосредственной близости от крупных разломов, активных
в новейшую стадию; нередко складки прослеживаются на поверхности
и над зонами разломов, скрытых под чехлом смятых, но не рассеченных
разрывами отложений (приразломные и надразломные — шовные
складки).
Время складкообразования, его интенсивность, морфологические
особенности складок, которые формируются в разных зонах (блоках,
ступенях) краевых, межгорных, периклинальных прогибов Кавказа, от-
личающихся по режиму вертикальных движений в орогенном этапе —
оказываются различными, причем чем раньше та или иная депрессион-
ная зона или ее поперечный сегмент завершит свое погружение, за-
полнится мощными молассовыми толщами и начнет вовлекаться в
поднятие, тем раньше она захватывается процессами складкообразо-
вания.
На отдельных участках Кавказа, главным образом в пределах Ап-
шероно-Кобыстанской периклинальной области (например, на Апшерон-
ском полуострове), где в течение позднеорогенной стадии происходила
переориентировка длительно развивающихся складок с субширотного
на более близкое к меридиональному направление, эта переориентиров-
ка обусловлена перестройкой плана расположения крупных прогибов
и поднятий, в частности, формированием субмеридиональной Каспий-
ской зоны погружений, в связи с чем существенно активизировались
разломы соответствующего простирания.
Наклоны осевых поверхностей новейших складок и связанных с ни-
ми взбросов и надвигов, отражающие направление общего горизон-
тального движения масс, сохраняют в пределах обширных зон Кавказа
свою выдержанную ориентировку. По отношению к сооружениям Боль-
шого и Малого Кавказа направление общего горизонтального смеще-
ния масс при новейшем складкообразовании в разных районах оказы-
вается различным. Можно наметить следующие главные типы соотно-
шений:
а)	складчатость и надвиги со смещением поверхностных масс от
оси прогиба в сторону поднятия. Такие соотношения очень характерны
для северного крыла Восточного сегмента Большого Кавказа: в восточ-
ной Дагестанской его части смещение масс к югу, к оси поднятия, на-
блюдается в пределах внутренней, ныне приподнятой зоны краевого
прогиба, а в западной (Северо-Осетинской) — в пределах краевой зоны
самого сооружения Большого Кавказа;
б)	складчатость и надвиги со смещением масс от поднятия в сто-
рону смежного прогиба. Подобная картина прекрасно выражена (с пе-
рерывами) на огромном протяжении южного борта Большого Кавказа.
365
Так, мы видим ее проявления по южному краю Центрального сегмента
(Гагринский взброс или надвиг, признаки надвигания масс к югу по
северному борту Рача-Лечхумского прогиба), вдоль южного борта Вос-
точного сегмента, включая в последний просевшую в антропогене Ала-
занскую зону (Орхевский краевой надвиг, складчато-надвиговые струк-
туры северной — Базалетской зоны Верхнекуринской впадины, Красно-
колодский краевой надвиг и складчато-надвиговые структуры Ширак-
ско-Аджиноурской системы) и по южному краю Юго-Восточного
сегмента (Гуздучайский, Алтыагачский, Зангинский и другие взбросо-
надвиги и связанные с ними тектонические покровы, складки Ковдаг-
ской и Шемахинской зон, Аджичайский надвиг и пр.). На юго-восточ-
ном окончании Большого Кавказа южная вергентность становится менее
отчетливой. Аналогичная тенденция, но чрезвычайно слабо и в очень
узкой зоне выражена на северном борту северо-западной части Малого
Кавказа (северные краевые надвиги и взбросы Аджаро-Триалетского
поднятия) и северном борту юго-восточного окончания Кавказа (Сиа-
занский взброс), где наблюдается надвигание этих сооружений к северу
на прилегающие впадины;
в)	складчатость и надвиги с общим смещением масс в пределах
всего прогиба в одном направлении. Это общее смещение масс (как
бы общий «перекос» к югу) прекрасно выражено в пределах всей Ши-
ракско-Аджиноурской складчатой системы (кроме ее юго-восточной
Боздаг-Нафталанской ветви), обнаруживающей опрокидывание складок
и надвигание к югу, т. е. от поднятия Большого Кавказа в сторону под-
нятия Малого Кавказа и Нижнекуринской межгорной впадины (опу-
щенного срединного массива);
г)	отсутствие односторонней вергентности — прямые, симметричные
складки или слабовыраженная веерообразная структура. Этот тектони-
ческий «стиль» характерен для периклинальных областей — Керченско-
Таманской и большей части Апшероно-Кобыстанской, для внутренних
складчатых зон, возникших в осевых частях краевых прогибов (Анаста-
сиевско-Краснодарская, Терско-Сунженская зона), для осевой зоны
Рионской впадины и для внутренних зон новейшей складчатости на
Малом Кавказе, приуроченных к остаточным прогибам.
В целом в пределах периферических зон сооружения Большого Кав-
каза и обрамляющих его краевых и межгорных прогибов резко преоб-
ладает южная вергентность, проявляющаяся в перекосе и опрокидыва-
нии складок к югу и смещениях масс в ту же сторону по осложняющим
эти складки разрывам, а также по крупным глубоким региональным
межзональным разломам и связанным с ними тектоническим покровам.
Эта тенденция наиболее ярко сказывается в пределах всего Восточного
Кавказа, слабее — на южном крыле Центрального и Юго-Восточного
Кавказа и совершенно не отражается на периклинальных погружениях
сооружения Большого Кавказа. Эта же тектоническая тенденция, как
известно, широко проявилась в пределах южных и в меньшей степени
осевых зон Большого Кавказа и в предшествующие стадии альпийского
геотектонического цикла («Главный надвиг» Южного склона, опрокиды-
вание к югу изоклинально-чешуйчатой структуры флишевых синклино-
риев и т. д.). По периферии Малого Кавказа молодая складчатость
проявилась в общем незначительно, и лишь местами по его северному
борту ощущается слабая северная вергентность.
5.	Проблема происхождения новейших складчатых структур Кав-
казской области. Проблема происхождения складчатых структур гео-
синклинальных областей относится к числу наиболее сложных и спор-
ных вопросов геотектоники *. Отношение к этой проблеме является
* Происхождение платформенных складчатых форм («прерывистой складчатости»)
таких споров не вызывает и связывается большинством исследователей с локальными
вертикально направленными усилиями. Здесь мы этот вопрос не рассматриваем.
366
своего рода «пробным камнем», на котором проверяются теоретические
позиции геологов-тектонистов, и в зависимости от принимаемого иссле-
дователями того или иного объяснения происхождения складчатых
форм происходит их более или менее четкая поляризация на два проти-
воположных лагеря — сторонников представлений о ведущей роли в про-
цессе образования складчатых структур горизонтально или, напротив,
вертикально направленных сил в земной коре. К сожалению, очень час-
то решение этой дилеммы определяется верой, волей или вкусом того
или иного исследователя, а не наличием бесспорных аргументов, дока-
зывающих справедливость одной и несостоятельность другой теорети-
ческой концепции, ибо если бы такие бесспорные аргументы, однозначно
решающие проблему, имелись бы в нашем распоряжении, то одна из
концепций уже восторжествовала бы. Правда, сторонники каждой точки
зрения приводят в ее пользу и в опровержение противоположной бес-
спорные, с их точки зрения, соображения, но их противники с тем же
успехом доказывают неубедительность этой аргументации. Так, напри-
мер, В. В. Белоусов (1962), наиболее ортодоксальный сторонник идеи
о ведущей роли вертикальных движений в происхождении складчато-
сти, указал на четыре существенных обстоятельства (слепые затухания
отдельных складчатых овалов в пределах геосинклинального пояса, на-
личие в них поперечных складок, развитие складчатости от осевой части
геосинклинали к ее периферии, разнородность и неравномерность склад-
чатой структуры в геосинклиналях), которые, по его мнению, противо-
речат идее внешнего горизонтального сжатия геосинклиналей, как при-
чины складкообразования в них. Однако Н. Н. Кропоткин (1964), счи-
тающий, что в образовании складчатости общее сжатие является
основным фактором, а гравитационное оползание масс, послойное пере-
распределение материала и диапиризм— второстепенными — доказывает
несостоятельность, с его точки зрения, всех четырех главных соображе-
ний В. В. Белоусова, исключающую возможность объяснения складча-
тости в геосинклиналях с помощью горизонтального сжатия.
Если бы автор объявил бы себя безоговорочным приверженцем той
или иной враждующей концепции, то, вероятно, не убедил бы читателей
в своей бесспорной правоте. Пример Кавказа, при этом только краткой
последней стадии его тектонического развития, исчисляемой всего
10 млн. лет, естественно, не может иметь решающего значения в дис-
куссии о природе геосинклинальной складчатости. Вместе с тем, несом-
ненно, что большой фактический материал о проявлениях новейшего
складкообразования в различных зонах Кавказской геосинклинальной
области представляет существенный интерес при рассмотрении пробле-
мы происхождения складчатых структур.
Прежде всего, материал по новейшей складчатости Кавказа убе-
дительно показывает огромное значение макродисгармонии складчатой
структуры и тем самым необходимость различать в проблеме происхож-
дения складчатости две стороны, а именно: вопрос о происхождении
сложных складчатых форм, наблюдаемых в поверхностной структуре
(или точнее, вопрос о происхождении или механизме образования
усложнений складчатой структуры в верхних горизонтах земной коры),
и вопрос о происхождении более простого глубинного складчатого
«фона».
Макродисгармония складчатой структуры, несомненно, представ-
ляет не специфически кавказское явление, а более общую и широкую
закономерность, связанную с изменениями литологического состава
толщ в вертикальном разрезе отложений, подвергающихся складкооб-
разованию. Систематическое, закономерное усложнение складчатой
структуры по разрезу сминаемого комплекса и увеличение протяжен-
ности верхних горизонтов вследствие их растяжения при складкообра-
зовании по сравнению с протяженностью нижних, менее деформируемых
367
горизонтов, по-видимому, заставляет нас отбросить предположения
о большом масштабе горизонтального сжатия зоны, подвергшейся
складкообразованию, которые часто высказываются на основании на-
блюдаемых на поверхности явлений сильного смятия толщ, опрокиды-
вания складок, .осложнения их надвиговыми чешуями и т. п. Все эти
явления, как хорошо установлено при изучении новейшей складчатости
на Кавказе, связаны с перераспределением материала в относительно
близко от поверхности залегающих пластичных толщах (обычно на
глубинах до 2—4 км), например в майкопской толще, а структура
нижележащих толщ оказывается значительно более простой. При этом
среди последних в разрезе многих районов Кавказа, подвергшихся
складкообразованию (нередко впервые) в позднеорогенной стадии, так-
же имеются более или менее пластичные комплексы, и поэтому явления
макродисгармонии складчатой структуры (с общим усложнением ее
кверху) могут иметь место и на других, может быть нескольких уровнях
ниже майкопской серии. Весьма интересным в этом отношении фактом
является установленное сейсморазведкой постепенное выполаживание,
расплывание книзу антиклинальных складок Анастасиевско-Краснодар-
ской зоны, очень резко выраженных в неогеновых отложениях, и их
полное исчезновение в мезозойских отложениях Западно-Кубанского
прогиба, слагающих в его пределах единую широкую чрезвычайно по-
логую синклиналь.
В вопросе о близповерхностных усложнениях складчатой структуры,
по-видимому, ясно то, что эти усложнения в основном связаны с про-
цессом отжимания материала из прогибов и его нагнетанием в сторону
крыльев (или свода) смежного поднятия (или двух соседних поднятий).
Однако пока еще значительно менее ясно, чем вызывается такое отжи-
мание и нагнетание. Одним из факторов, обусловливающих течение это-
го процесса, несомненно, является гравитационный фактор, а именно —
избыточная нагрузка вышележащих толщ в прогибе, превосходящая
таковую на поднятии в силу неравенства мощностей, размыва сводов
поднятий, а иногда (но далеко не всегда!) —также меньшая плотность
пластичного, отжимаемого комплекса по сравнению с его покрышкой
(инверсия плотностей). Но достаточно ли одного гравитационного фак-
тора для того, что процесс раздавливания и течения глинистого мате-
риала из прогиба в сторону крыльев и сводов поднятий действитель-
но происходил и дал бы значительный эффект, или для этого необхо-
димо также общее хотя бы незначительное по величине боковое
сжатие?
Этот вопрос остается пока недостаточно ясным, хотя, как мне ка-
жется, отнюдь не безнадежным. Вероятно, решению его могло бы спо-
собствовать применение методов моделирования. Некоторый свет на
возможную роль горизонтального сжатия может пролить изучение
структурных особенностей складок, в частности, изучение соотношений
между шириной (степенью сжатости?) прогиба и интенсивностью на-
гнетания материала в зоны смежных поднятий. С этой точки зрения
очень интересен тот факт, что отжимание материала из сравнительно
узкой (-сильно сжатой?) Алханчуртской синклинали в своды смежных
Терской и Сунженской антиклиналей оказывается много большим, чем
отжимание его из значительно более широких (-слабо сжатых?) Осе-
тинской и Притеречной синклиналей в стороны тех же антиклиналей,
с чем связана общая веерообразная структура Терско-Сунженского со-
оружения. Эти соотношения, хорошо известные, но не получившие в ли-
тературе объяснения, легче всего истолковать, допустив известную роль
горизонтального сжатия в формировании складчатой структуры Терско-
Сунженской зоны.
Обратимся теперь к вопросу о происхождении более простой новей-
шей складчатой структуры глубже залегающих горизонтов мезо-кайно-
368
зойского комплекса *. Обично, как уже говорилось, этот вопрос ставится
исследователями в альтернативной форме, и ведущая, основная роль
в возникновении этой структуры приписывается либо дифференциальным
вертикальным движениям, либо горизонтальному сжатию. Заметим сра-
зу же, что, как было показано выше, для образования «глубинной»
складчатой структуры зон, подвергшихся новейшему складкообразова-
нию, если попытаться объяснять ее с позиции горизонтального сжатия,
вовсе не требуется грандиозного сокращения их ширины, составляюще-
го десятки процентов, а было бы достаточно сокращения их ширины
всего на несколько процентов (или на первые несколько километров
в каждой сминаемой зоне), т. е. необходимо боковое сжатие (или, дру-
гими словами, дифференциальные горизонтальные движения) того же
порядка, что и новейшие вертикальные дифференциальные движения
смежных тектонических зон Кавказской области. В допущении такого
«скромного» масштаба новейших горизонтальных глубинных движений
нет ничего «путающего».
Какие объективные факты могут свидетельствовать об обусловлен-
ности новейшего складкообразования на Кавказе вертикальными диф-
ференциальными движениями? В пользу этого говорит тесная связь
складчатой структуры с блоковым строением земной коры. Эта связь,
прежде всего, геометрическая: параллельность складок в каждой тек-
тонической зоне (блоке, ступени) ее ограничениям (глубинным разло-
мам); своеобразие морфологии и расположения в плане складчатых
структур в каждом блоке; сгущение и усложнение складчатых структур
вблизи межзональных глубоких разломов и над ними (приразломные
и надразломные, шовные складки), параллельность складок и изопахит
и т. п. Далее, это связь с историей развития отдельных зон или блоков,
выражающаяся в обычной приуроченности периода складкообразования
ко времени прекращения опускания данной зоны и постепенного вовле-
чения ее в поднятие. По мере усиления поднятия складчатость ослабе-
вает или прекращается. В связи с закономерным совпадением времени
складкообразования с началом поднятия дна прогиба, может, как мне
кажется, иметь существенное значение так называемый «механизм смя-
тия слоев при прохождении через хорду», намеченный В. А. Магниц-
ким, Ю. А. Косыгиным и А. Т. Асланяном. Нижние горизонты комплек-
са, выполняющего прогиб, при его погружении будут глубоко опущены,
приобретут форму выпуклой книзу дуги и при этом будут значительно
(на 5—10%) растянуты. При последующем поднятии дна прогиба, если
ширина его остается неизменной (она контролируется обычно краевыми
разломами), длина этих растянутых (в поперечном к оси прогиба на-
правлении) окажется на 5—10% больше ширины прогиба, что приведет
к некоторому смятию этих слоев. Сторонники концепции первичности
вертикальных сил, например В. В. Белоусов (1962), считают, что такой
механизм может играть в процессе складкообразования лишь сугубо
подчиненную роль, поскольку для образования полной складчатости
средней интенсивности «необходимо, чтобы длина дуги прогиба была
бы приблизительно вдвое больше, чем хорда», тогда как в действитель-
ности в обычных интрагеосинклинальных прогибах глубина прогибания
в несколько раз меньше ширины прогиба и, таким образом, влияние
рассматриваемого явления на залегание слоев должно быть ничтож-
ным». Однако от этого механизма вовсе не требуется объяснения с его
помощью интенсивной складчатости, свойственной «верхнему этажу де-
формации»; напротив, образованию относительно пологих изгибов ниж-
них горизонтов разреза он дает достаточно естественное объяснение.
* Естественно, что, когда мы говорим об упрощении складчатой структуры книзу
речь идет лишь о тех зонах, которые не испытывали существенных складкообразова-
тельных движений в предшествующие стадии альпийского цикла.
24 0731
369
триангуляций), обнаруживается, что величина горизонтальной составля-
ющей тектонических движений не только не уступает амплитуде верти-
кальных перемещений (за один и тот же срок) но и даже превышает
ее в несколько раз (!). Такие данные были получены в результате си-
стематических повторных геодезических измерений по густой сети, про-
водившихся на Японских островах (Мещериков, 1960), а также при
повторных нивелировках и триангуляциях, проводившихся в Ашхабад-
ском районе Предкопетдагского краевого массива Туркмении до и пос-
ле землетрясения 1947 г. (Рустанович, 1963). Естественно допустить,
что и на Кавказе горизонтальная сопоставляющая современных диффе-
ренциальных тектонических движений окажется, во всяком случае, не
меньше вертикальной, а, может быть, будет даже несколько превосхо-
дить ее.
Из всего сказанного, как мне кажется, естественно напрашивается
вывод о том, что на территории Кавказской области как в настоящее
время, так и в течение позднеорогенной стадии (и, очевидно, предше-
ствующих стадий геологического развития) происходили не только зна-
чительные вертикальные движения, в существовании которых никто не
сомневается, но также, вероятно, не менее, а, возможно, даже более зна-
чительные по величине горизонтальные перемещения земной коры или
вернее происходили движения фундамента, всегда имевшие и верти-
кальную, и горизонтальную компоненту. Естественно предположить, что
наиболее благоприятными для складкообразования были условия, соз-
дававшиеся в зонах предшествующего опускания, растяжения и осадко-
накопления, которые начинали подвергаться некоторому боковому сжа-
тию (порядка нескольких километров) и вместе с тем погружение
в которых сменялось относительным или абсолютным поднятием. До-
пущение существенной роли, которую могут играть в возникновении
складчатых структур горизонтально направленные силы сжатия, не
означает, что мы обязательно предполагаем общее сжатие геосинкли-
нального пояса, связанное, скажем, с давлением со стороны смежных
платформ. С таким предположением не согласуются данные о последо-
вательности складкообразовательных движений в разных зонах геосин-
клинального пояса и об их сравнительной интенсивности.
Мы предполагаем, что в пределах геосинклинального пояса одно-
временно существует целый ряд сложно сочетающихся между собой
в пространстве зон земной коры, одни из которых могут испытывать
некоторое расширение (в них господствуют условия растяжения и воз-
никают соответствующие структуры — нормальные сбросы и нало-
женные впадины, проседания и погружения обширных районов), дру-
гие — некоторое общее одностороннее горизонтальное смещение, направ-
ленное, по большей части, вкрест их простирания, третьи — сжатие
и некоторое сокращение своей ширины (в них возникают складки, на-
двиги, покровы). Как правило, эти зоны с различным режимом гори-
зонтальных глубинных деформаций являются одновременно и зонами
с различным режимом вертикальных движений.
Во времени режим горизонтальных движений той или иной зоны
может меняться, т. е. обстановка растяжения может сменяться сжа-
тием и т. д., подобно тому, как может изменяться знак вертикальных
движений. Такой одновременной, сопряженной инверсии знака горизон-
тальных и вертикальных движений, вероятно, благоприятствует наклон-
ное положение систем глубинных разломов, подвижки по которым при
одном общем динамическом плане могут приводить к подъему и сжатию
той или иной зоны, а подвижки обратного знака при другом динамиче-
ском плане — к ее опусканию и растяжению.
В наиболее простых случаях растяжение той или иной зоны земной
коры должно сопровождаться ее опусканием и заполнением ее осадка-
ми. Эти условия осуществляются, вероятно, на ранних стадиях развития
24*
371
геосинклинальных, а также краевых и межгорных прогибов. На поздне-
орогенной стадии проявления этих глубинных процессов мы, вероятно,
видим в еще не затронутых складкообразованием центральных зонах
остаточно-геосинклинальных прогибов типа Южного Каспия, в Черно-
морской субокеанической впадине и особенно в ее краевых зонах, испы-
тавших и, возможно, продолжающих испытывать обрушение и глубокое
опускание под воды моря, сопровождающееся образованием грабенов,
сбросов, раздвигов и т. д. Растяжение и проседание могут также осу-
ществляться в наиболее приподнятых осевых зонах крупных сводов,
как продольных (например, образование системы Памбакских и Севан-
ских грабенов на оси Малокавказского свода), так и поперечных
(Эльбрусско-Минераловодская система глубоких субмеридиональных
трещин растяжения на оси поперечного сводообразного Транскавказ-
ского перегиба и связанный с ней кислый внутрикоровой магматизм).
Вероятно, сопровождается растяжением и четвертичное опускание в зо-
нах новообразованных Алазанского и Среднекуринского прогибов, пред-
ставляющее собой проявление начальных стадий заложения краевых
прогибов по краям разделяющей их относительно поднимающейся и сжи-
маемой Ширакско-Аджиноурской системы — своеобразного молодого
складчатого сооружения, переживающего период инверсии.
Сжатие земной коры в простых случаях, по-видимому, сопрягается
с ее поднятием (по крайней мере, с поднятием верхних ее зон). Если
поднятие (и одновременно с ним — сжатие) начинается после периода
опускания (и растяжения), приведшего к накоплению в прогибе мощ-
ной толщи слоистых отложений, то на первых стадиях этого поднятия
и сжатия, покуда накопившиеся в прогибе слоистые толщи не будут
подняты выше зоны, в которой сказывается боковое сжатие (т. е. пока
содержимое прогиба не будет в значительной своей части выжато из
него) — эти толщи будут подвергаться складкообразованию. В даль-
нейшем, когда в результате бокового сжатия и значительного поднятия
на месте прежнего прогиба на поверхности образуется орографически
выраженное поднятие сводообразной, глыбовой или чаще — более
сложной формы, складкообразовательные процессы в верхних зонах
этого сооружения прекращаются, поскольку слагающие его толщи уже
не подвергаются на занимаемом ими гипсометрическом уровне действию
боковых сжимающих усилий (хотя на глубине действие их и продол-
жается). Напротив, в пределах верхней части образовавшегося свода
условия сжатия постепенно сменяются обстановкой растяжения, что
приводит к уже упоминавшимся явлениям возникновения грабенов, на-
ложенных мульд, глубоких трещин растяжения и гравитационному
разваливанию, расползанию горного сооружения с надвиганием его
краевых частей на смежные депрессионные зоны. Значение последнего
процесса было показано в ряде работ В. В. Белоусова.
Интересно отметить, что даже в пределах единого горного соору-
жения, испытывающего сводовое поднятие, на разных поперечных участ-
ках, находящихся ныне на разных стадиях общего процесса воздыма-
ния, на поверхности могут господствовать либо явления сжатия, либо
явления растяжения. Так, например, в центральной части о-ва Хонсю
современное интенсивное сводовое поднятие (со средней скоростью
0,5 см в год) высокогорного сооружения Японских Альп сопровождается
в несколько раз более интенсивным боковым сжатием (а в зонах, об-
рамляющих это сооружение с обеих сторон, происходят погружения
и растяжение земной коры). В юго-западной же части Японии, пред-
ставляющей, по-видимому, более зрелый сегмент горного сооружения,
центральная часть свода обрушена в виде системы грабенов (Внут-
реннее море, оз. Бива и пр.), а периферические части (обломки) свода
продолжают свое поднятие и одновременно испытывают растяжение
и как бы «расползаются» в стороны крыльев и юго-западной перикли-
372
нали сводового поднятия. При этом, например, на о-ве Кюсю скорость
горизонтального «расползания» превышает темп поднятия примерно
в 10 раз(!).
Таким образом, можно думать, что зоны новейшего сжатия, растя-
жения и бокового перемещения в земной коре Кавказа сосуществуют
так же, как сочетаются в ней зоны поднятий и опусканий. Все эти де-
формации земной коры, одним из частных следствий которых являются
явления складкообразования в ее верхних, слоистых горизонтах, по
всей вероятности, в конечном счете связаны с общим глубинным меха-
низмом — с процессами, происходящими в верхней мантии, в частности,
с возможными конвективными перемещениями ее вещества.
Высказанные представления, естественно, являются сугубо гипоте-
тическими. Однако они, как мне кажется, лучше согласуются с установ-
ленными фактами, чем ортодоксальные концепции о ведущей роли го-
ризонтально или вертикально направленных сил при формировании
геосинклинальной складчатости. Вероятно, на разных стадиях геосинк-
линального процесса, в разных зонах геосинклинального пояса и в раз-
ных поясах масштаб и относительное значение горизонтальной и
вертикальной составляющей глубинных деформаций земной коры суще-
ственно изменялись, чем обусловлено большое морфологическое разно-
образие и разная степень появления складчатых структур в пределах
геосинклинальных поясов. В некоторых из них горизонтальные движе-
ния могли иметь более значительную продольную компоненту, чем на
Кавказе, что обусловило, в частности, возникновение в них сдвигов
и сопряженных с ними складчатых и надвиговых структур, роль которых
в неотектонической стадии развития Кавказа (а, по-видимому, и па
более ранних стадиях его истории) была относительно невелика.
ГЛАВА VI
НЕОТЕКТОНИКА
И СЕЙСМИЧНОСТЬ
КАВКАЗА
Кавказская область принадлежит к числу территорий с довольно
высокой сейсмической активностью. Больше половины ее — восточная
половина Большого Кавказа и почти все Закавказье — попадает сог-
ласно существующим схемам районирования в семибалльную зону, а в
отдельных особо сейсмичных районах неоднократно происходили земле-
трясения силой до 8 и даже более 8 баллов. Некоторые землетрясения
Кавказа характеризовались магнитудой 6—7 и многие — магниту-
дой 5—6.
Почти вся Кавказская область весьма детально изучена как сред-
ствами макросейсмических наблюдений, так и инструментальными ме-
тодами. Исключение составляет, пожалуй, лишь северо-западная часть
Кавказа, считающаяся наименее сейсмичной, и поэтому почти лишенная
сейсмических станций. Литература по вопросам изучения землетрясений
Кавказа весьма обширна; имеется немало работ, посвященных сейсмо-
геологической тематике, в том числе известные сводные монографиче-
ские работы Л. А. Варданянца (1935), К- Н. Паффенгольца (1946),
И. В. Кирилловой, А. А. Сорского и др. (1960), в которых с разных по-
зиций проводится сопоставление сейсмических и тектонических данных.
Наибольший интерес среди работ сейсмогеологического направления по
полноте использованного фактического материала, методике его анализа
и разносторонности сопоставлений с различными геолого-тектоническими
факторами представляют новейшие работы И. В. Кирилловой и
373
А. А. Сорского по всему Кавказу и M. М. Рубинштейна по территории
Грузии. Однако вопросы соотношений сейсмических условий Кавказа
и неотектоники в этих работах специально не рассматривались или ос-
вещались лишь попутно, что вполне понятно, поскольку общей деталь-
ной картины новейшей тектоники Кавказской области до последнего
времени не существовало. Между тем анализ соотношений между сей-
смическими проявлениями и новейшей тектоникой позволяет понять не-
которые особенности расположения сейсмичных районов Кавказа, оста-
вавшиеся до сих пор не объясненными и, вместе с тем, указывает на
участки, где тектонические процессы наиболее активно протекают в на-
стоящее время. Большой интерес для понимания современных глубин-
ных деформаций земной коры представляют данные о динамических
параметрах Кавказских землетрясений (работы О. Д. Гоцадзе, Е. И. Ши-
роковой); к сожалению, однако результаты этих исследований, выпол-
ненных по различной методике, слабо сопоставимы между собой.
Эффективность сопоставления сейсмических явлений с особенно-
стями тектонического строения и новейшей геологической истории Кав-
каза во многом обусловлена тем обстоятельством, что подавляющая
часть кавказских землетрясений связана с очагами, лежащими на глу-
бинах не более 20 км, в основном даже на глубинах 5—10 км, и лишь
для единичных землетрясений на Восточном Кавказе и прилегающей
к нему средней части Каспия установлены очаги, лежащие ниже земной
коры, на глубинах от 70 до 100—150 км (Цхакая, 1961, 1962; Шебалин,
1960). Мелкофокусность большинства кавказских землетрясений по-
зволяет предполагать, что многие из них контролируются развитием
структур земной коры, получающих то или иное отражение в особен-
ностях рельефа и новейшей, особенно четвертичной тектоники.
При анализе соотношений неотектоники и сейсмичности Кавказа
в качестве основного картографического документа, суммирующего дан-
ные о сейсмической активности, мы будем использовать составленную
И. В. Кирилловой схему распределения плотностей эпицентров земле-
трясений Кавказа (с 1911 по 1957 г.), с нанесенными на нее эпицентра-
ми сильных и разрушительных землетрясений (от 7 баллов и выше)—
рис. 72 *, а также карты эпицентров кавказских землетрясений, приве-
денные в Атласе землетрясений в СССР (1962), книге «Землетрясения
в СССР (1961) и пр. (рис. 73). Интересный материал дает карта дина-
мических параметров очагов некоторых кавказских землетрясений,
составленная О Д. Гоцадзе (рис. 74).
Приступая к рассмотрению особенностей размещения кавказских
землетрясений, необходимо сперва очертить границы Кавказской сей-
смической области. Северная ее граница проходит между осевыми зо-
нами и северными платформенными крыльями краевых прогибов, т. е.
несколько севернее нижних течений Кубани и Терека, а на промежу-
точном участке — через среднюю часть Ставропольского поднятия.
Севернее простирается практически асейсмичная платформенная об-
ласть. На юге сейсмическая область Кавказа продолжается в пределах
сопредельных районов Турции и Ирана. На западе Кавказская сейсми-
ческая область граничит с асейсмичной областью, занимающей наибо-
лее глубоководную часть Черноморской котловины, примерно оконту-
ренную изобатой 2 км. На востоке Кавказская сейсмическая область
продолжается в пределы Каспия, в средней части которого известны не-
сколько землетрясений с глубокими очагами.
Какие же основные закономерности характеризуют площадное рас-
пределение эпицентров землетрясений Кавказа? Прежде всего, обра-
* Другой вариант карты плотностей распределения эпицентров Кавказа за тот же
срок, показывающий принципиально сходную картину, опубликован в работе Е. И. Бюса,
Н. Б. Лебедевой, А. Я. Левицкой и А. Д. Цхакая «Сейсмичность Кавказа» (в кн.: «Зем-
летрясения в СССР», 1961).
374
Рис. 72. Схема сейсмичности Кавказа. По И. В. Кирилловой и А. А. Сорскому, 1960
I — плотности эпицентров землетрясений с 1911 по 1957 г. на площади 900 км2\ / — 1—5; 2 — 6—10; 3 — 11—20; 4 — 21—30; 5 — свыше 30.
II — эпицентры сильных н разрушительных землетрясений XIX и XX вв.: 3 — 8 баллов; 7 — 8 баллов; 3 —7 баллов, ш места разруши-
тельных землетрясений древности. IV — границы зон различной сейсмичности (6-, 7- и 8-балльных/
Рис. 73. Карта эпицентров землетрясений Кавказа за период с 1139 по 1952 г. Составила И. В. Кириллова по данным
Е. И. Бюса и А. Я. Левицкой
шает на себя внимание уже упоминавшаяся значительно большая сей-
смическая активность восточной половины Кавказа по сравнению
с западной. Границы поясов различной сейсмической активности (вы-
раженной в частоте землетрясений и их силе) идут не вдоль, а поперек
основных продольных тектонических зон Кавказа, имея юго-западное —
северо-восточное направление (см. рис. 74). Мы выделяем на Кавказе
пять основных сейсмических поясов:
1)	в западном поясе, к западу от линии Сухуми — Ставрополь очаги
землетрясений располагаются спорадически в виде отдельных пятен и
Рис. 74. Схема расположения сейсмических поясов и районов Кавказа. Составил Е. Е. Милановский
1 — северная граница Кавказской сейсмической области; 2 — граница сейсмических поясов; 3— наи-
более сейсмичные районы; 4 — высоко сейсмичные районы; 5 — районы с умеренной сейсмической
активностью.
I западный сейсмический пояс: I — Сочи — Адлер — Краснополянский район; 2 —
Лабино-Зеленчукский район; 3 — Восточно-Черноморский район (зона); 4 — Анапско-Западно-Кубан-
ский район (зона) II — сейсмический пояс: 5 — Западно-Грузииский (Гегечкорский) рай-
он; 6 — Приколхидский Черноморский район; 7 — Кутаисско-Окрибский район; 8—Рача-Лечхум-
ский район; 9 — Тебердинский район; 10 — Эльбрусский район; II — Нальчикский район (зона);
12 — Минераловодский район; 13 — Ставропольский район. III центральный наиболее
высокосейсмичный пояс: 14 — Ахалкалакский район; 15 — Анийско-Ленина канский (Аху-
рянский) район; 16—Казбекский район; 17 — Приаргунский район; 18 — Ассинский район. IV сей-
смический пояс: 19 — Западно-Каспийский район (зона); 20 — Приморско-Дагестанский
район (зона); 21—Самурский район (зона); 22 — За па дно-Дагестанский район; 23—27—Кахетино-
Шемахинская зона (23 — Кахетинский район, 24 — Закатало-Лагодехский район, 25—Нухинский
район, 26 — Варташенский район, 27—Шемахинский район); 28--При кури некий район (зона);
29 — Муровдагский район; 30 — Севанский район; 31 — Гегамский район; 32 — Ереванский район;
33 — Зангезурский район; 34 — Махачкалинский район. V восточный сейсмический
пояс: 35 — район устья Куры; 36 — район Бакинского архипелага; 37 — Апшеронский район; 38 —
Ленкоранский район
зон (размещение которых будет рассмотрено ниже), разделенных обшир-
ными пространствами, почти лишенными сейсмических проявлений;
2)	восточнее, между линиями Сухуми — Ставрополь и Лхалцихе—-
Орджоникидзе общий уровень сейсмической активности заметно повы-
шается; землетрясения происходили в пределах всей площади этого
пояса, а на ряде его участков имеются значительные сгущения эпи-
центров, некоторые из которых принадлежат к 7-балльным, а единич-
ные — даже к 8-балльным землетрясениям;
3)	восточнее очень резкой прямолинейной границы, проходящей
через Ахалцихе — Орджоникидзе, расположен наиболее сейсмичный
поперечный пояс Кавказа, на некоторых участках которого частота за-
регистрированных землетрясений (с 1911 по 1957 г.) превышает 30 и
даже 60 на 900 км2. К этому поперечному поясу приурочена значитель-
377
ная часть разрушительных землетрясений Кавказа. Восточная граница
этого пояса менее четкая, чем западная. В общем ее можно провести
от Ленинакана на Тбилиси и далее к устью Терека;
4)	более восточный, широкий поперечный пояс, простирающийся
примерно до линии нижнее течение Аракса — Шемаха, в целом заметно
уступает по своей сейсмичности предыдущему и близок ко второму поясу,
но в его пределах находится ряд активных районов, в том числе один
из наиболее высокосейсмичных районов Кавказа — Шемахинский;
5)	наконец, последний, самый юго-восточный пояс отличается в це-
лом пониженной сейсмичностью и пятнистым расположением эпицент-
ров, что сближает его с северо-западным поясом.
Поперечным, юго-западным — северо-восточным или юго-юго-запад-
ным — северо-северо-восточным простиранием обладают не только вы-
деленные выше пять основных поперечных сейсмических поясов Кав-
каза, но и некоторые более узкие высокосейсмичные зоны внутри этих
поясов. Но наряду с поперечной зональностью в расположении некото-
рых других сгущений эпицентров достаточно четко проявляется и про-
дольная зональность «общекавказского», т. е. запад-северо-западного —
восток-юго-восточного простирания. В наибольшей степени она харак-
терна для 3 и 4 поясов, располагающихся в пределах Восточного и запад-
ной части Юго-Восточного сегмента Кавказской области, но, напротив,
совершенно не свойственна 2 поясу, занимающему восточную часть
Центрального Кавказа и в основном совпадающему с зоной Главного
Транскавказского поперечного поднятия, и слабо проявляется в первом,
самом западном поясе.
О чем говорит поперечное, по отношению к главным тектоническим
(в том числе неотектоническим) зонам Кавказа, простирание поясов
различной сейсмической активности? Очевидно, оно является выраже-
нием той общей тенденции ко все более резкому проявлению попереч-
ной тектонической зональности, нарастание которой мы хорошо ощу-
щаем в течение всей позднеорогенной стадии. Эта тенденция сказывает-
ся в формировании поперечной к альпийскому поясу Каспийской
субмеридиональной зоны опусканий, в усилении роли Транскавказского
поперечного поднятия, с которым связаны наиболее интенсивные возды-
мания во всех продольных зонах Кавказа и мощные проявления вул-
канической активности по всей его длине от Минеральных Вод до Ара-
рата, в распаде первоначально единых зон краевых и межгорных проги-
бов на разобщенные впадины, открывающиеся соответственно к западу
и к востоку и т. д.
Максимальную сейсмическую активность 3 пояса, а также и весьма
высокую активность 4 пояса, вероятно, можно объяснить свойственной
этой территории в целом наибольшей по сравнению с другими района-
ми Кавказской области контрастностью новейших тектонических дви-
жений, что хорошо видно из карты новейших вертикальных движений
в изобазах и из карты их градиентов. Она выражается в тесном сбли-
жении зон, испытывающих интенсивные поднятия и погружения, и в
столь же тесном сочетании зон, испытывающих некоторое сжатие и под-
вергающихся складкообразованию, и зон, испытывающих растяжение и
являющихся ареной образования сбросов, грабенов, наложенных впадин
и т. д. Однако эта контрастность проявляется не только в пространстве,
но и во времени, сказываясь в свойственных некоторым районам вос-
точной части Кавказа изменениях знака вертикальных (и горизонталь-
ных?) движений на протяжении позднеорогенной стадии и даже антро-
погена (Кахетинское поднятие, Алазанская впадина и пр.).
Конкретные соотношения сейсмичности отдельных зон с новейшей
тектоникой мы рассмотрим по выделенным поперечным сейсмическим
поясам, начав наш обзор с третьего, центрального наибо-
лее сейсмоактивного пояса.
378
Западная, очень резкая прямолинейная граница этого пояса, про-
ходящая по линии Ахалцихе— Орджоникидзе, к востоку от которой
плотность эпицентров возрастает во много раз — поразительно точно
совпадает с Казбек-Цхинвальским глубинным разломом, пересекающим
Большой Кавказ и Закавказскую межгорную зону. Следует отметить,
что этот глубинный разлом в пределах Большого Кавказа в продольных
складчатых структурах юрских и меловых отложений выражен очень
слабо (и даже, скорее, маскируется ими), но был выявлен на основе
анализа проявлений новейших движений (относительное поднятие за-
падного крыла) и локализации вулканических образований. Сейсмиче-
ские показатели полностью подтвердили существование этого крупней-
шего глубинного нарушения и, более того, указали на его продолжение
далее к юго-западу, в пределы Аджаро-Триалетской зоны, где вдоль
этого глубинного разлома оказалась заложенной долина Куры между
Ахалцихе и Хашури, а также к северо-востоку, в пределы южной части
Терского прогиба. Геологические данные свидетельствуют о том, что
тектоническая активность Казбек-Цхинвальского разлома, особенно его
отрезка, пересекающего Большой Кавказ, неуклонно возрастала в те-
чение всего антропогена, о чем говорит постепенное появление вдоль
него все новых вулканических районов и центров (особенно в позднем
плейстоцене и голоцене), возникновение в зоне этого разлома в позд-
нем плейстоцене Тарской, Верхнетерской и Кельской наложенных впа-
дин и т. д. Вполне естественна поэтому высокая сейсмическая актив-
ность зоны этого разлома.
Согласно новейшим исследованиям И. В. Ананьина, рассматривае-
мая поперечная зона не только сама является источником многочис-
леных замлетрясений, но при прохождении сейсмических волн, идущих
с запада или с востока, частично поглощает энергию этих волн; поэто-
му по другую сторону от нее даже сильные землетрясения сказываются
слабо или не ощущаются. Эта экранирующая роль Казбек-Цхинваль-
ского глубинного разлома доказывается, в частности, анализом распо-
ложения изосейст таких сильных землетрясений, как Дагестанское зем-
летрясение 1948 г. и др.
В пределах рассматриваемого сейсмического пояса, к востоку от
Казбек-Цхинвальского глубинного разлома располагаются два наиболее
сейсмичных района Кавказа — Ахалкалакский и Казбекский, а в самой
северной части этого пояса — еще два района с относительно повышен-
ной сейсмической активностью — Ассинский и район правобережья
р. Аргуна.
Ахалкалакский район, имеющий форму неправильного долготно-вы-
тянутого овала, охватывает одноименное вулканическое нагорье (в основ-
ном, его восточную часть) вместе с прилегающей к нему западной по-
ловиной Триалетского хребта на севере и Ленинаканской котловиной
на юге. По числу землетрясений — это первый сейсмический район Кав-
каза, на который приходится 25—ЗО°/о всех известных Кавказских
эпицентров. Только за 1912^1957 гг. здесь зарегистрировано около 900
землетрясений, среди них 8- и 9-балльные Горийское (1920 г.), Ленина-
канское (1926 г.) и Табацкурское (1940 г.) землетрясения с магнитудой
более 5. Несколько раньше произошло разрушительное Ахалкалакское
землетрясение (1899 г.). Ахалкалакский район территориально пол-
ностью совпадает с ареалом верхнеплиоценовых и антропогеновых вул-
канических извержений, происходивших в восточной части Ахалкалак-
ского нагорья (западную, мало сейсмичную часть последнего они не
затронули), в западной части Триалетского поднятия (Боржомско-Ба-
курианские центры) и по периферии Ленинаканской котловины; послед-
ние извержения в этой области имели место в голоцене, всего несколько
тысяч лет тому назад (вулканы Тавкветили, Шавнабади и др.). Поэто-
му весьма вероятна связь между сейсмическими явлениями, очаги
379
которых располагаются на глубинах от нескольких километров до 15—
20 км и «жизнью» еще не угасших магматических очагов, по-видимому,
расположенных на несколько больших глубинах.
Для неотектоники Ахалкалакского нагорья, как известно, характер-
но наличие нескольких долготно вытянутых брахиморфных прогибов
и поднятий, причем последние, особенно Абул-Самсарское поднятие,
несомненно, контролируются глубоким меридиональным разломом,
к которому приурочена цепь неогеновых и четвертичных вулканов. На-
ряду с долготными в новейшей структуре нагорья проявляют себя раз-
помы и впадины (например, Ахалкалакская) северо-западного прости-
рания, которое для этого участка сочленения Малого Кавказа и Восточ-
ного Понта со свойственным ему заворотом структур к юго-западу долж-
но также рассматриваться как поперечное *. На южной и северной
границах нагорья проявляются также верхнеплиоцен-четвертичные
структуры широтного простирания.
Локализация сейсмической активности обнаруживает полную со-
гласованность с указанным структурным планом. Плейстосейстовые
области Ахалкалакского (1899), Ленинаканского (1926), Ахурянского
(1935) и Табацкурского (1940) землетрясений закономерно вытянуты
в меридиональном или субмеридиональном северо-северо-восточном —
северо-северо-западном направлениях (И. В. Мушкетов, И. В. Кирил-
лова, Е. И. Бюс и М. М. Рубинштейн, А. Д. Цхакая), накладываясь то
на юго-восточную, то на северо-восточную части нагорья или даже вы-
ходя далеко на север и поперек пересекая все Триалетское поднятие
(Табацкурское землетрясение). Изучение афтершоков последнего зем-
летрясения выявило приуроченность их эпицентров к меридиональному
Абул-Самсарскому разлому (М. М. Рубинштейн и Е. И. Бюс). Анализ
динамических параметров землетрясений (О. Д. Гоцадзе) показал, что
в восточной части Ахалкалакского сейсмического района плоскости
смещений в их очагах имеют меридиональное или близкое к нему севе-
ро-северо-западное простирание. Все эти данные, очевидно, могут сви-
детельствовать о том, что долготные новейшие структуры восточной
части Ахалкалакского района сохраняют свою активность. В западной
части Ахалкалакского сейсмического района плоскости смещений в оча-
гах приобретают северо-западное — юго-восточное простирание; с этим
полностью согласуется подобная же ориентировка молодой Ахалкалак-
ской впадины и четвертичного (верхнечетвертичного?) Сагамского
сброса, с «жизнью» которого, между прочим, связаны частые, но сла-
бые землетрясения, фиксируемые в сел. Сатха (Рубинштейн и Цхакая,
1958).
Наконец, молодые широтные складчато-разрывные структуры, ха-
рактерные для зон сочленения Ахалкалакского нагорья со смежными
широтными поднятиями, проявляют себя в широтной вытянутости
и сильном сближении изосейст Табацкурского землетрясения на границе
Ахалкалакского нагорья с Триалетским поднятием, между оз. Табац-
кури и Цалкой. В самой северной части Ахалкалакского сейсмического
района выделяется Горийский подрайон, приуроченный к зоне сочлене-
ния Триалетского поднятия с погруженным восточным окончанием Гру-
зинского срединного массива (Карталинской межгорной впадиной).
Связанные с этим участком сильные землетрясения, например Горий-
ское (1920 г.), как и следовало ожидать, характеризуются широтной
ориентировкой плейстосейстовой области и ее явной приуроченностью
к указанному шву, по которому сочленяются две крупнейшие новейшие
структуры.
* Продольные складчатые структуры юго-западного — северо-восточного простира-
ния, развивавшиеся в пределах Ахалкалакского нагорья в неогене, не были унасле-
дованы деформациями четвертичного времени.
380
Изосейсты Табацкурского землетрясения также отражают повышен-
ную сейсмическую активность Горийской широтной зоны. Приурочен-
ность землетрясений к участку северного борта Триалетского поднятия
между Хашури и Каспи вполне понятна, поскольку эта узкая зона
в конце антропогена стала ареной интенсивных относительных погру-
жений. Сюда переместилась с севера, наложившись на складчато-раз-
рывные структуры своего южного борта, ось Карталинской впадины,
что привело к оттеснению к югу долины Куры и ее значительному пере-
углублению на участке Хашури — Гори — Каспи.
Таким образом, детальный анализ соотношений между сейсмич-
ностью и особенностями верхнеплиоценовой и четвертичной тектоники
показывает на наличие тесных связей и довольно простые прямые гео-
метрические соотношения между этими явлениями.
Казбекский район хотя и уступает по частоте зарегистрированных
землетрясений Ахалкалакскому, но относится наряду с ним, Гегечкор-
ским и Шемахинским к числу четырех наиболее сейсмичных районов
Кавказа. За последние 45 лет здесь зарегистрировано 104 землетрясе-
ния, из которых три имели силу в 7 баллов и магнитуду 5 (Дарьяль-
ское, 1915; Гудамакарское, 1947 и пр.). Этот район имеет форму равно-
бедренного треугольника, узкое основание которого совпадает с зоной
Казбек-Цхинвальского поперечного глубинного разлома, а длинная вы-
сота вытянута в общекавказском направлении, к восток-юго-востоку,
и заканчивается вершиной в истоках р. Алазани. Уже сама форма Каз-
бекского сейсмического района говорит о сочетании влияния попереч-
ных и продольных тектонических структур. Первые полностью господ-
ствуют в западной части этого района, целиком совпадающей с ареалом
позднечетвертичных извержений Казбекской области (Дарьяльские
эксплозивные центры, Казбек, Кабарджин, вулканы района Крестового
перевала, Кельский вулканический район). Характерно расположение
позднечетвертичных эксплозивных центров в долине Терека в виде це-
почки, очевидно, связанной с разломами. Этот участок, прилегающий
к Казбек-Цхинвальскому поперечному разлому, отличается и совершен-
но аномальной для осевой зоны Большого Кавказа резкой и дробной
дифференцированностью позднечетвертичных движений — формирова-
нием Верхнетерской, Кельской и Тарской наложенных впадин, локаль-
ными подвижками (только на этом участке) по Казбекскому продоль-
ному разлому (амплитудой в несколько сотен метров) и т. д.
Западный блок Казбек-Цхинвальского поперечного глубинного раз-
лома в целом является более приподнятым, чем восточный. В общем
современная геологическая обстановка в западной части Казбекского
сейсмического района (позднечетвертичный вулканизм, активные попе-
речные разломы и связанные с ними локальные позднечетвертичные
впадины и поднятия) напоминает таковую Ахалкалакского района.
В восточной части Казбекского сейсмического района новейшие попе-
речные структуры постепенно полностью утрачивают свою роль, уступая
ее продольному поднятию Восточного Кавказа. Эта закономерность пре-
красно отражается в ориентировке деформаций в очагах землетрясений
Казбекского района, изученной О. Д. Гоцадзе. В западной части района,
прилегающей к верховьям Терека и Арагвы, смещения в очагах проис-
ходят по крутым, почти отвесным плоскостям поперечного простирания,
причем западные крылья во всех случаях закономерно относительно
поднимаются, благодаря чему происходит как бы ступенчатое разра-
стание области поднятия по простиранию в восточном направлении.
К востоку строго поперечное — северо-северо-восточное простирание
смещений в очагах постепенно сменяется на северо-восточное, затем вос-
ток-северо-восточное и наконец принимает широтное, т. е. продольное
направление (при этом относительно поднятым крылом оказывается
южное).
381
Очевидно, это говорит о том, что в настоящее время более интен-
сивное поднятие испытывает не зона Бокового хребта (как это имело
место на протяжении большей части позднеорогенной стадии и отрази-
лось в суммарной амплитуде новейших поднятий), а прилегающая
к ней с юга зона, представляющая собой западное продолжение Бе-
жетинской зоны. Новейшее интенсивное воздымание западного участка
этой зоны отчетливо проявляется в приуроченности к нему Главного
водораздела Большого Кавказа (с высокогорным массивом Чаухи,
3689 м), с которого радиально спускается к северу, к востоку и к югу
ряд крупных рек северного и южного склона (Асса, Аргун, Андийское
Койсу, Алазани, Пшавская Арагва и др.). Таким образом, на восточном
участке Казбекского сейсмического района в конце позднеорогенной
стадии происходит существенная тектоническая перестройка, выражен-
ная в смещении оси максимального воздымания в более южную
зону.
Следовательно, анализ сейсмической активности Казбекского райо-
на не только позволяет установить ее связь с новейшими тектонически-
ми структурами, но и помогает понять современные тенденции их раз-
вития.
К северу от Казбекского района расположен небольшой по разме-
рам, значительно менее активный Ассинский сейсмический район. Тек-
тоническое положение его весьма характерное. С одной стороны, он
приурочен к участку пересечения двух крупнейших, активных в антро-
погене зон глубинных разломов — поперечного Казбек-Цхинвальского
и продольного Владикавказского. В узле пересечения этих разломов
в четвертичное время возникла и развивается до современности Тар-
ская наложенная впадина. С другой стороны, непосредственно к северу
от Владикавказского разлома в антропогене интенсивно росла (и растет
в настоящее время) Датыхско-Назрановская диагональная антикли-
нальная перемычка, разделившая южную зону Терского краевого про-
гиба на две предгорные впадины — Осетинскую и Чеченскую. О моло-
дости этой перемычки свидетельствует антецедентный характер долин
Фартанги, Ассы, Сунжи (палео-Терека), пересекающих ее растущие
антиклинальные структуры. Повышенную сейсмичность Ассинского райо-
на можно, скорее всего, связать с совместным влиянием указанных
неотектонических явлений.
Район правобережья р. Аргуна имеет форму овала с осью северо-
северо-восточного простирания, расположенного между бассейном
р. Шаро-Аргун на юго-западе и г. Гудермес на северо-востоке. Этот
район отличается от Ассинского более значительной сейсмичностью;
с ним связаны многочисленные землетрясения, в том числе 7-балльные
(например, Гудермесское землетрясение 1950 г.).
В новейшей тектонической структуре Кавказа рассматриваемый
район играет роль западного поперечного борта Северо-Дагестанского
выступа (поднятия) Большого Кавказа (так называемого «Дагестан-
ского клина»). При описании «Дагестанского клина» мы отмечали, что
в раннеорогенной стадии и даже в начале позднеорогенной северная
часть Дагестанского клина (Буйнакская ступень) принадлежала к юж-
ной зоне Терского краевого прогиба и являлась связущим звеном меж-
ду Терско-Сунженским и Восточно-Дагестанским его участками, а в
дальнейшем, особенно в позднем плиоцене и антропогене, испытала
весьма интенсивное воздымание и окончательно причленилась к север-
ному крылу сооружения Восточного Кавказа. На западе, в правобе-
режье нижнего течения р. Аргуна, Буйнакская ступень круто погру-
жается по поперечной зоне нарушений и сочленяется со структурами
южной части Терского прогиба — Грозненской и Чеченской впадинами
и восточными окончаниями Терской и Сунженской антиклинальных зон.
382
Погружение в западном направлении испытывает и более южная сту-
пень — так называемая зона Известнякового Дагестана.
Данные о динамических параметрах очагов ряда землетрясений
Приаргунского района вполне согласуются с подобной тектонической
интерпретацией сейсмических условий, поскольку плоскости смещений
во всех исследованных очагах имеют субмерпдиональное простирание
(О. Д. Гоцадзе). По данным И. В. Ананьина, эпицентры пяти земле-
трясений, происходивших 24—25 октября 1933 г. к югу от Гудермеса,
последовательно смещались к северо-северо-востоку вдоль прямой на
общее расстояние 40 км. Эта прямая, на которой лежат все пять эпи-
центров, строго совпадает с юго-восточным бортом Чеченской и Гроз-
ненской впадин (по подошве верхнего плиоцена), что свидетельствует
о продолжающихся подвижках вдоль этого борта.
В самой северной части рассматриваемого райкома (Гудермесский
подрайон) можно предполагать также связь землетрясений с продол-
жающимся ростом складок Терской зоны — Гудермесской, Брагунской
и т. п. К сожалению, этот участок в отношении смещений в очагах не
был исследован.
К более восточному, четвертому сейсмическому поясу
принадлежит целый ряд районов с повышенной сейсмичностью как на
Большом, так и на Малом Кавказе. Общей чертой большинства этих
районов (и всего пояса в целом) является вытянутость в продольном
направлении как зон сгущений эпицентров землетрясений, так и конту-
ров плейстосейстовых зон отдельных землетрясений.
Самый северный из сейсмических районов—Махачкалинский, вы-
тянутый узкой полосой между местом выхода р. Сулак из гор и г. Ма-
хачкалой, характеризуется немногочисленными, но сильными землетря-
сениями силой до 6—7 баллов (1830 г., 1955 г. и пр.). Не вызывает осо-
бых сомнений связь их с весьма активно проявляющей себя в течение
всего антропогена зоной Сулакского краевого глубинного разлома и
подчиненными ему частными близповерхностными структурами.
Далее на юго-восток протягиваются две полосы несколько повышен-
ной сейсмической активности, связанные с разными зонами восточной
части Терско-Каспийского краевого прогиба. Одна из них следует вдоль
западной части Среднего Каспия (т. е. вдоль осевой зоны краевого про-
гиба) *, другая — параллельно ей вдоль полосы третичных предгорий
(возможно, тяготея к ее резкому сочленению с поднятием Восточного
Кавказа). Напротив, северо-восточное крыло последнего, т. е. восточная
часть зоны Известнякового Дагестана и зона Сланцевого Дагестана со
свойственной им слабой дифференцированностью позднеплиоценовых
и четвертичных движений,— отличается пониженной сейсмической ак-
тивностью. Вновь повышается она в зоне Самурского поперечного глу-
бинного разлома, отделяющего северо-восточное крыло поднятия Вос-
точного Кавказа от западного борта наложенного Кусарского краевого
прогиба. К зоне этого поперечного разлома приурочена субмеридиональ-
но вытянутая цепочка эпицентров землетрясений, в числе которых —
7—8-балльное землетрясение 1913 г. с эпицентром в районе сел. Касум-
кент.
Вытянутая на 250 км зона повышенной сейсмичности приурочена
к южному склону и подножию Восточного Кавказа от Кахетии на за-
паде до Шемахи на востоке. В ней выделяется несколько сейсмических
районов со сгущениями эпицентров.
Самый западный район — Кахетинский — приурочен к самому за-
падному, наиболее молодому участку Алазанского прогиба (Ахметская
* К этой зоне принадлежит землетрясение 1935 г. с эпицентром восточнее Дербен-
та, глубина очага которого оценивается в 150—155 км.
383
впадина) и прилегающего к нему с юго-запада Цив-Гомборскому
(Кахетинскому) поднятию, исключительно интенсивно воздымающемуся
в антропогене. В этом районе известен ряд разрушительных землетря-
сений силой до 7—8 баллов, начиная с XVI в. (1530 г., 1742 г., 1756 г.,
1811 г., а также 6—7-балльные землетрясения (1902 г., 1928 г.. 1951 г.).
В целом сейсмическая активность этого района в последнее время не-
сколько ослабла.
Восточнее располагается цепочка сейсмических районов, приурочен-
ных к северному борту Алазанского прогиба — Закатало-Белокано-Ла-
годехский, Нухинский, Варташен-Кукташенскип, с которыми связаны
несколько десятков зарегистрированных землетрясений конца 19 и 20
столетий; отдельные землетрясения достигали силы в 7 баллов. Некото-
рые исследователи, например Е. И. Бюс и М. М. Рубинштейн (1956),
отмечают явление возвратно-поступательного блуждания эпицентров во
времени во всей этой полосе, вследствие чего периоду сейсмоактивности
на северо-западе сопутствует относительное затишье в ее юго-восточной
части, и наоборот. Возможно, что разграничение перечисленных районов
связано с кратковременностью периода наблюдений и что в действи-
тельности существует одна непрерывная сейсмическая зона (или район),
вытянутая вдоль всего северо-восточного края Алазанского прогиба.
Большинство землетрясений в этой зоне имеют небольшую глубину
очагов (5—8 км), ограниченный ареал распространения и, скорее всего,
связаны с «агрессивным поведением» отдельных участков Алазанского
прогиба, испытывающего в антропогене расширение к северу за счет
краевой зоны сооружения Большого Кавказа и разрастание к западу
(по простиранию). Проявления этих процессов выражены в рельефе
и характере распространения четвертичных отложений в рассматри-
ваемой зоне. Эта точка зрения, высказанная И. Л. Нерсесовым и
В. А. Растворовой (1955), более соответствует геологическим фактам,
чем представление о гипотетическом глубинном разломе, проходящем
по границе Алазанского прогиба и Большого Кавказа.
Особняком стоит так называемое Южно-Дагестанское землетрясе-
ние 1948 г.; южная часть его плейстосейстовой (6—7-балльной) области
попадает в пределы северного борта Алазанского прогиба (Закаталы —
Белоканы), но в целом эта область имеет форму обширного овала, вы-
тянутого в северо-северо-восточном направлении, в сторону Буйнакска,
на 120 км. Это землетрясение, ощущавшееся с силой 4—5 баллов во
всей восточной половине Кавказа (до Казбек-Цхинвальского поперечно-
го разлома на западе), по данным Т. М. Лебедевой, было связано с оча-
гом, лежащим на глубине порядка 60 км. Вытянутость плейстосейстовой
области глубокого землетрясения в поперечном северо-северо-восточном
направлении, совпадающем с осевой частью и восточным крылом
так называемого «Дагестанского клина», по-видимому, может указывать
на связь землетрясения с данной структурой и весьма глубокое (не ме-
нее 60 км) заложение этой крупной зоны новейшего поперечного подня-
тия Кавказа.
Самый восточный из сейсмических районов южного склона — Ше-
маханский — известен своими многочисленными, в том числе катастро-
фическими (до 8—9 баллов) землетрясениями, неоднократно превра-
щавшими в руины г. Шемаху и его окрестности. Таковы землетрясения
1192 г., 1667—1671 гг., 1828 г., 1856 г., 1859 г., 1896 г., 1872 и 1902 гг.
Последующие годы характеризуются ослаблением сейсмической актив-
ности. В 1952 г. произошло несколько землетрясений силой до 6—7 бал-
лов. эпицентры которых находились в 25—30 км западнее Шемахи.
Изосейсты всех шемахинских землетрясений имеют вид овалов, в це-
лом сливающихся в общий очень узкий овал, вытянутый в западно-севе-
ро-западном — восточно-юго-восточном направлении между восточным
окончанием Алазанского прогиба на западе и сел. Маразы на востоке.
384
Очаги отдельных землетрясений «блуждают» вдоль длинной оси этого
овала между Шемахой и сел. Исмаиллы. Глубины очагов землетрясений
1952 г. колеблются в пределах 10—25 км. Плоскости смещений в оча-
гах большинства шемахинских землетрясений, так же как и более за-
падных очагов Алазанского прогиба, ориентированы в продольном —
западно-северо-западном — восточно-юго-восточном направлении. Тек-
тоническая природа шемахинских землетрясений многократно обсужда-
лась в литературе (начиная с работ Абиха), но до сих пор еще недо-
статочно ясна. Приуроченность их к единой сейсмической зоне с ала-
занскими землетрясениями как будто позволяет допускать сходство
условий их возникновения. Не имеем ли мы здесь самых начальных про-
явлений такого же процесса разрастания Алазанской впадины по про-
стиранию в восточном направлении, какие отмечались нами на ее запад-
ном окончании (образование Ахметской и Тианетской впадин).
В пользу такого предположения, как будто говорит возникновение в ан-
тропогене наложенной продольной Дзоголовайчайской впадины непо-
средственно к юго-востоку от Шемахи, играющей в четвертичной
структуре такую же роль, как Ахметская и Тианетская впадины к за-
паду от Алазанского прогиба. Интересно, что в пределах развиваю-
щейся Дзоголовайчайской впадины оказались расположенными почти
все эпицентры слабых землетрясений, зарегистрированных в Шемахин-
ском районе временными сейсмическими станциями в течение 1952—
1953 гг. *.
Ширакско-Аджиноурская складчатая система, за исключением ее
более молодого, восточного участка, отличается сравнительно невысокой
сейсмичностью, но к югу от нее, в пределах правобережья Куры и се-
веро-восточного края Малого Кавказа протягивается зона, с которой
связаны эпицентры многочисленных землетрясений, в том числе ката-
строфических землетрясений, разрушавших в 1139 и 1235 гг. г. Ганджу
(ныне Кировабад). Структурное положение этой сейсмической зоны —
на границе расширяющегося к югу Среднекуринского (Караязского)
прогиба и сооружения Малого Кавказа — аналогично таковому Ала-
занской зоны. Можно ожидать, что и условия возникновения землетря-
сений в этих зонах должны быть сходными.
Значительным сгущением эпицентров отмечен район Муровдагского
хребта к востоку от оз. Севан. Эта узкая, широтная зона наряду с Зан-
гезурской отличается максимальной для Малого Кавказа амплитудой
дифференциальных новейших поднятий, достигающих +3----------1- 3,5 км.
Непосредственно к югу от нее расположены активно развивающиеся
в антропогене впадины Большого Севана и Атеркская. По-видимому,
сейсмические очаги отражают контрастность современных движений
в зоне Муровдагского поднятия. Плоскости смещений в очагах земле-
трясений Муровдагского района имеют широтное или субширотное про-
стирание.
Ряд сейсмических очагов известен в районе Севанской впадины.
Все они обнаруживают тесную связь с современными подвижками по
разломам, обрамляющим эту активно развивающуюся тектоническую
депрессию. Сильные землетрясения происходили в пределах грабена
Малого Севана (Цовагюхские землетрясения 1853 и 1945 гг.). С под-
вижками по разлому, проходящему вдоль северо-восточного борта Се-
ванской впадины, связаны неоднократные землетрясения, ощущавшиеся
в сел. Шорджа, а с подвижками по Кюзаджнкской зоне сбросов на за-
падном крыле впадины — целый ряд землетрясений с эпицентрами
к югу от г. Камо, в верховьях р. Гаварагет. С развитием Мармарикско-
* Подобного же мнения о тектонических условиях возникновения шемахинских
землетрясений придерживается Д. А. Лилиенберг.
25 0731	385
го разлома, разделяющего западную часть Севанской впадины —
Верхнеразданскую впадину и растущее Мисханское поднятие, связано
разрушительное Цахкадзорское землетрясение 1827 г.
В «Атласе землетрясений в СССР» (1962) показано несколько на-
дежно определенных эпицентров землетрясений в пределах Гегамского
вулканического нагорья. Последнее представляет крупное молодое сво-
довое поднятие, рассеченное осевым меридиональным разломом (зоной
растяжения?), к которому приурочены многочисленные центры плейсто-
ценовых и голоценовых вулканических извержений. Аналогичная зона
разломов и голоценовых вулканов проходит вдоль северо-восточного
крыла Гегамского свода. Вероятно, сейсмическая активность этого рай-
она находится в определенной связи с продолжающимся вулканиче-
ским процессом; однако очаги гегамских землетрясений, по всей вероят-
ности, лежат выше очагов основной (андезито-базальтовой) магмы, пи-
тавшей Чегемские вулканы.
В Зангезурском сейсмическом районе зарегистрировано точное мес-
тоположение сравнительно немногих эпицентров, однако здесь имели
место сильные землетрясения, в том числе катастрофическое землетря-
сение 1309 г., разрушившее Татевский монастырь, и землетрясение
1931 г., достигавшее силы в 8—9 баллов. 8-балльная изосейста послед-
него землетрясения оконтуривает центральную часть Зангезурского
хребта, а 7-балльная — весь Зангезур от р. Воротан на севере до борта
Нахичеванской впадины и Ордубада на юге. По-видимому, высокая сей-
смичность этого района связана с исключительно интенсивным, резко
дифференцированным новейшим воздыманием Зангезурского поднятия
амплитудой до + 3---h 3,5 км.
Повышенной сейсмичностью отличается также Ереванский район.
Здесь известен ряд сильнейших землетрясений IX в., неоднократно раз-
рушавших древнюю столицу Армении — г. Двин, и ереванские землетря-
сения 1679 и 1937 гг. Плейстосейстовая 7-балльная зона последнего
землетрясения, переходящая через сел. Паракар, вытянута в субширот-
ном направлении. Сейсмичность Ереванского района по-разному интер-
претировалась в литературе. Наиболее правильной представляется точка
зрения А. Т. Асланяна (1958), связывающая землетрясения Ереванского
района с современной активностью Ереванского или Енгиджинского
глубинного разлома, ограничивающего с северо-востока Араратскую
котловину. К западу и юго-западу от Еревана к этому разлому приуро-
чено узкое горстообразное Паракар-Егиджинское поднятие. Как пока-
зал впервые Асланян, знак движений вдоль Ереванского глубинного
разлома со временем менялся; начиная с мела и вплоть до конца мио-
цена интенсивно погружалось его северо-восточное крыло, еще и сейчас
остающееся относительно опущенным до 5—6 км, а с конца плиоцена
и до наших дней это крыло испытывает поднятие, а юго-западное —
относительно опускается. Важнейшая сейсмогенетическая роль Егид-
жинского глубинного разлома была полностью подтверждена и конкре-
тизирована новейшими сейсмотектоническими исследованиями Г. П. Си-
моняна (1965).
Последний высокосейсмичный район Армении — Анийский, с кото-
рым связаны разрушительные землетрясения 1045, 1132 и 1319 гг., пре-
вратившие в руины столицу средневековой Армении — г. Ани,— в основ-
ном находится за пределами СССР, в Турции. Он расположен на
юго-юго-западном продолжении Ахалкалакского района, вытянут в дол-
готном направлении вдоль правобережья р. Арпы и приурочен к зоне
молодого прогиба, разделяющего вулканические массивы Арагаца и
Карсского плато.
Самый восточный пятый сейсмический пояс Кавказа, ле-
жащий к востоку от Шемахи и низовьев Аракса, отличается от преды-
дущих малой плотностью эпицентров. Большинство их приурочено
386
к Ленкоранскому сейсмическому району. Судя по положению узкой
плейстосейстовой зоны землетрясения 1913 г., достигавшего силы в 7
баллов, сейсмичность Ленкоранского района связана с активностью
глубинного разлома, ограничивающего с северо-востока и востока
Талышское поднятие и отделяющего его от Нижнекуринской впа-
дины.
Отдельные сейсмические очаги известны также на Апшеронском
полуострове, в устье Куры и в области Бакинского архипелага. По-ви-
димому, они отражают дифференциальные подвижки земной коры в пре-
делах отдельных участков Апшероно-Кобыстанской периклинальной
области.
Перейдем к рассмотрению сейсмоактивных районов западной поло-
вины Кавказа. Выше отмечалось, что здесь выделяются два пояса —
первый, самый западный, в целом наименее сейсмичный, и второй, лежа-
щий восточнее, относительно более сейсмичный. К сожалению, инстру-
ментальными методами землетрясения Западного Кавказа изучены очень
слабо вследствие крайней разреженности сети сейсмических станций, ре-
гистрирующих землетрясения этой области (Пятигорск, Сочи, Симферо-
поль). Поэтому положение эпицентров здесь определялось, как правило,
менее точно, чем на Восточном Кавказе, более слабые землетрясения не
регистрировались, и данных о динамических параметрах землетрясений
не имеется. По всей вероятности, существующее в настоящее время
представление о низкой сейсмической активности Западного Кавказа
является несколько утрированным, однако все же несомненно, что эта
половина Кавказа в сейсмическом отношении в целом заметно уступает
восточной.
Второй пояс, расположенный между линией Ахалцихе —
Орджоникидзе (т. е. Казбек-Цхинвальским глубинным разломом) на вос-
токе и линией Сухуми—Ставрополь на западе, по средней плотности
эпицентров несколько уступает, особенно в своей северо-западной части,
четвертому поясу, однако в его пределах имеется целый ряд сейсмич-
ных и даже высокосейсмичных районов. В целом этот пояс приблизи-
тельно отвечает зоне Транскавказского поперечного поднятия. Харак-
терной чертой этого пояса, сближающей его с третьим, является вытя-
нутость большинства эпицентральных районов в субмеридпональном
или северо-восточном направлении и группировка некоторых из них
в зоны того же простирания. В юго-восточной половине второго пояса,
в общем более сейсмичной, намечаются следующие основные сейсми-
ческие районы.
Минераловодский район имеет вид овала, вытянутого в субмеридио-
нальном направлении от района г. Минеральные Воды на северо-северо-
востоке до верховьев Малки и Эльбруса на юго-юго-западе. В Минерало-
водском районе, по данным П. Н. Никитина (1960) с 1771 по 1949 г.
отмечено 174 землетрясения с наибольшей силой в 7 баллов. Во время
сильного землетрясения 1771 г., возможно, образовался провал на горе
Машук. Семибалльные землетрясения происходили в 1909 и 1921 гг.
Землетрясения этого района вызывают нарушения в режиме мине-
ральных источников. Максимальная сейсмическая активность проявля-
лась в зоне, расположенной к востоку от Пятигорска (Минераловодская
флексура?), где, например, в 1938—1939 гг. зарегистрировано 22 под-
земных толчка. Максимальной силой отличался толчок в самой север-
ной части района, близ Кумагорска, скорее всего связанный с подвиж-
кой по Нагутской флексуре (глубинному разлому). Несколькими зем-
летрясениями проявил себя сейсмический очаг в районе Эльбруса.
В целом сейсмическую активность Минераловодского (или Минераловод-
ско-Эльбрусского) района следует, очевидно, связать с продолжающимся
воздыманием и сводообразным перегибом земной коры в этой попереч-
25*
387
ной зоне, т. е. с тем же процессом, с которым в конечном счете связан
новейший вулканизм Эльбрусской области. Вероятно, этот подъем со-
провождается подвижками по Нагутскому и Минераловодскому глу-
бинным разломам, ограничивающим этот растущий выступ с севера
и с востока, а также раскрытием трещин растяжения, рассекающих
сводовую часть поднятия, и некоторыми подвижками по ним.
Ряд местных очагов землетрясений силой до 5 баллов отмечен
в зоне Минераловодско-Нальчикской флексуры, сочленяющей Кабар-
динскую впадину с Лабино-Малкинской моноклинальной зоной (Наль-
чикский очаг с 7-ю землетрясениями, Кызбурунский, Каменномостский
и другие очаги), и в восточной части этой зоны, т. е. на восточном
крыле Эльбрусско-Минераловодского поперечного поднятия.
Срединная зона Центрального Кавказа отличается пониженной
сейсмической активностью. На южном крыле Центрального Кавказа
выделяется своей сейсмичностью Рача-Лечхумский район, вытянутый
в субширотном направлении вдоль одноименной синклинали и ее вос-
точного продолжения — Рача-Осетинского грабена. Здесь, в районах
Они, Амбролаури и пр. известен ряд землетрясений, иногда достигав-
ших 7-балльной силы, в частности Амбролаурское землетрясение 1940 г.
Сейсмичность этого района, очевидно, находится в непосредственной
связи с современной тектонической активностью Рача-Лечхумского уча-
стка одной из крупнейших шовных зон Кавказа — Кахетино-Лечхум-
ской, что вполне согласуется с геологическими данными о продолжаю-
щемся в антропогене относительном дифференциальном опускании
шовной Рача-Лечхумской синклинали.
Повышенной сейсмичностью отличается также расположенный юго-
западнее Кутаисско-Окрибский район, что также гармонирует с геоло-
гическими данными об интенсивных четвертичных дифференциальных
подвижках, в частности, по Южно-Окрибскому краевому взбросу, уста-
новленному А. И. Джанелидзе.
Но наиболее высокой сейсмичностью характеризуется Мегрельский
(или Гегечкорскии) район, имеющий форму полосы, вытянутой в юго-
западном — северо-восточном направлении от низовьев Рпони к борту
поднятия Большого Кавказа. Усиление сейсмической активности отме-
чается здесь с 30 — 40-х гг. нашего столетия, когда произошли значи-
тельные землетрясения 1930 г., 1941 г. («Мегрельский рой»), 1948 г.
и 1955—1957 гг., сила которых достигала 6—7 и даже 8 баллов. Особый
интерес представляет «Мегрельский рой» землетрясений в июне 1941 г.,
изученный Е. И. Бюсом и М. М. Рубинштейном (1952 г. и др.). Было
установлено, что эпицентры этих землетрясений (общим числом свыше
500) были приурочены к одной сейсмогенетической линии, вдоль кото-
рой происходило их постепенное смещение с северо-востока на юго-
восток. Глубина очагов «Мегрельского роя» колеблется от 13 до 19 км,
что указывает на их размещение в кристаллической коре (в верхней
части «базальтового слоя»). Сейсмогенетическая линия, совпадающая
на северо-востоке с меридиональным участком флексурообразного бор-
та поднятия Большого Кавказа (представленного здесь так называемым
блоком Асхи), а далее к юго-западу — с дугообразной системой кулисно
расположенных молодых складок, отделяющих северную Мегрельскую
зону Рионской впадины от осевой, Колхидской зоны,— с большим
основанием рассматривается М. М. Рубинштейном как зона активного
глубинного разлома. Позднее существование этого разлома было под-
тверждено данными сейсморазведки и глубокого бурения в районе Ча-
ладиди — Квалони в Колхидской низменности (Лалиев, 1957). Обра-
щает на себя внимание, что Мегрельский сейсмоактивный глубинный
разлом лежит в пределах той же поперечной зоны (юго-юго-западного—
северо-северо-восточного простирания), что и разрывы и трещины, свя-
зывающие массив Эльбрус с Минераловодским районом, который также
388
обладает сейсмической активностью. В последнее время П. Д. Гамкре-
лидзе обнаружено несколько крупных поперечных разломов в кристал-
лических породах поднятия Главного хребта в Верхней Сванетии, слу-
жащих как бы связующим звеном между разломами Мегрелии и При-
эльбрусья — Кавказских Минеральных Вод. Сейсмогенетическая роль их,
однако, неясна. Помимо поперечной сейсмической зоны, в Мегрелии
намечается также смыкающаяся с ее северным концом продольная зона
повышенной сейсмической активности, которая простирается с юго-вос-
тока на северо-запад и совпадает с Ткварчельской краевой флексурой
(краевым глубинным разломом) на участке между реками Ингури и
Техури.
Сейсмичность западной части рассматриваемого второго пояса изу-
чена пока очень слабо главным образом лишь макросейсмическим мето-
дом. Данные о землетрясениях этого района обобщены И. В. Ананьи-
ным, который намечает здесь существование сейсмоактивной зоны
северо-северо-восточного простирания, протягивающейся от района Став-
рополья до Сухуми и уходящей далее в пределы Черного моря. К ней
относятся Ставропольский сейсмический район, в котором, по данным
П. И. Никитина (1960), отмечено 16 землетрясений максимальной си-
лой до 6 баллов, затем очаги землетрясений в районе Черкесска и Те-
бердинский сейсмический район, где зарегистрировано очень много зем-
летрясений, сила которых, однако, не превышала 5 баллов. Наконец,
довольно сильное землетрясение произошло в 1963 г. уже на южном
склоне Большого Кавказа, к юго-западу от Клухорского перевала. Обо-
снованность объединения всех этих очаговых участков в единую зону
нуждается в дополнительной проверке. Однако несомненно, что отдель-
ные звенья этой зоны действительно скорее всего связаны с активными
глубокими разрывными нарушениями поперечного, субмеридионального
простирания. В первую очередь это относится к землетрясениям Кара-
чая, связанным, вероятно, с развивающейся в антропогене Кубанской
поперечной флексурой, и к землетрясениям западного края Ставрополь-
ского поднятия. Вместе с тем сейсмичность Клухорского района скорее
следует связывать с активностью продольных структур, в частности,
может быть, «зоны Главного надвига» Большого Кавказа. Целый ряд
очагов землетрясений зарегистрирован в самой восточной части Черно-
го моря, к востоку от меридиана Сухуми; в сейсмическом отношении
этот участок акватории вполне сходен с Рионской впадиной и, напро-
тив, резко отличается от западного участка Аджаро-Триалетской си-
стемы, которая отличается полным отсутствием зарегистрированных
очагов. Исключение составляет лишь район Батуми, где западное окон-
чание Аджаро-Триалетской системы и Гурийская зона Рионской
впадины косо срезаются наложенной краевой частью Черноморской
впадины.
Обращает на себя внимание также резкое различие в сейсмичнос-
ти западной и восточной частей Аджаро-Триалетского поднятия, кото-
рые на карте новейших движений (см. рис. 3) выступают как единое
целое. Этот факт особенно наглядно показывает роль деформаций по-
перечного направления, резко возросшую в антропогене и получившую
пока значительно более резкое отражение в сейсмичности, чем в релье-
фе и изобазах суммарных движений с конца миоцена.
Самый западный, первый сейсмический пояс Кав-
каза отличается наименьшей частотой проявления землетрясений как
во времени, так и на площади. На большей части этой территории,
простирающейся к западу от линии Сухуми — Ставрополь, сейсмиче-
ские очаги не отмечены (что, отчасти, несомненно, объясняется слабой
изученностью). Вместе с тем в этом поясе выделяется несколько сейсми-
ческих районов. Часть их связана с зонами продольного, часть — попе-
речного простирания. Самое восточное положение занимает Лабино-
389
Зеленчукский район, отмеченный несколькими эпицентрами, располо-
женными в междуречье Лабы и Зеленчука к югу от Скалистого хребта.
Скорее всего их следует связать с интенсивным развитием в течение
антропогена Зеленчукской наложенной (или возрожденной) впадины
и происходящим в настоящее время ее разрастанием в западном на-
правлении.
Наиболее важный сейсмический район первого пояса — Сочи —
Адлер — Краснополянский. С 1834 г. в этом районе макросейсмически
отмечено 67 землетрясений, из которых 8 достигали силы 6—7 баллов.
Сейсмической станцией Сочи за последние 20 лет зарегистрировано бо-
лее 100 местных землетрясений с очагами в радиусе 10—15 км (Раство-
рова и Рустанович, 1960; Кац и Рустанович, 1961). После Краснополян-
ского 6-балльного землетрясения 1955 г., временными сейсмическими
станциями в течение года (1956—1957 гг.) было зафиксировано 123
местных слабых землетрясений с глубиной очагов от 0 до 18 км. Раз-
мещение эпицентров показывает приуроченность их к нескольким зонам
трех основных направлений.
Три продольные зоны ориентированы субширотно, наискось секут
структуры мезозойских и нижнепалеогеновых отложений южного склона
Северо-Западного Кавказа, имеющие запад-северо-западное — восток-
юго-восточное простирание, и косо подходят к берегу Черного моря.
Вместе с тем они согласуются с конфигурацией некоторых неогеновых
структур Сочи-Адлерской впадины. Самая северная широтная зона, при-
мерно совпадающая с долиной р. Шахе, пересекает весь Новороссийский
флишевый синклинорий от его северо-восточной границы с поднятием
Главного хребта до берега Черного моря у пос. Головинка.
Средняя широтная зона, проходящая через Красную Поляну и да-
лее на запад, характеризуется в своей восточной части преимущественно
весьма мелкофокусными землетрясениями — в основном 2—5 км (хотя
имеются отдельные очаги до 15—18 км). В тектоническом отношении
эта ее часть приурочена к узкому Чвижепсинскому флишевому синкли-
норию, сохранившему до современности резко дифференцированный
характер вертикальных движений. В частности, здесь выделяется узкое
широтное поднятие (горст?) Ачишхо, с ростом которого, по предположе-
нию В. А. Растворовой и Д. Н. Рустановича (1960), связана сейсмич-
ность района Красной Поляны. Западный участок средней широтной
зоны примерно соответствует зоне Пластунского надвига, по которому
нижнепалеогеновый флиш надвинут к югу на майкопскую толщу Сочи-
Адлерской депрессии. Глубины очагов колеблются от 2—5 до 15—20 км,
причем большинство очагов расположено несколько севернее выхо-
да разлома на поверхность, что, возможно, говорит о глубоком заложе-
нии и продолжающемся развитии этого крупного тектонического нару-
шения.
Южная широтная сейсмическая зона протягивается от оз. Рица
на востоке до Хосты на западе. Восточная ее часть несколько наискось
сечет древние структуры Абхазско-Рачинской зоны, а западная — совпа-
дает с крупной молодой Ахунской антиклиналью, осложняющей струк-
туру Сочи-Адлерской впадины и, по-видимому, связана с разломами
в фундаменте последней. Глубины очагов в западной части этой зоны
составляют 6—7 км, а в восточной — увеличиваются до 10—13 км. По-
видимому, наличие этой широтной зоны говорит о происходящей в на-
стоящее время некоторой перестройке структурного плана в фунда-
менте.
Следующая сейсмическая зона (или даже две сближенные зоны)
имеет поперечное юго-юго-западное — северо-северо-восточное прости-
рание. На суше она пересекает под прямым углом широтные зоны
и уходит далее к югу в область Черного моря по крайней мере на 150—
170 км. В пределах глубоководной части Черного моря известна целая
390
цепочка очагов землетрясений, имеющих большую площадь распростра-
нения (1935, 1950 гг. и пр.) и, вероятно, обладающих большой интен-
сивностью. В море эта сейсмическая зона примерно совпадает с изоба-
той 2 км, также простирающейся в субмеридиональном направлении
и ограничивающей с востока самую глубокую часть Черноморской
котловины. На северном склоне Кавказа на продолжении этой зоны от-
мечены землетрясения с эпицентрами к югу, к востоку и северо-востоку
от Майкопа. Всю эту поперечную сейсмическую зону, очевидно, сле-
дует связать с Пшехско-Адлерской зоной поперечных глубинных раз-
ломов, установленной В. Е. Хаиным. Сейсмические, так же как и бати-
метрические, данные позволяют предполагать, что эта зона пересекает
не только структуры Большого Кавказа и Кубанского прогиба, но и
продолжается далеко на юг, отделяя всю восточную часть Черноморской
впадины от ее совершенно асейсмичной наиболее глубоководной
центральной части.
Упоминавшиеся землетрясения в районе Сочи, а также многочис-
ленные землетрясения Туапсе (в том числе 6—7-балльные в 1936 г.)
и Анапы (в том числе 6—7-балльные землетрясения 1930, 1841, 1905,
1907, 1941 гг.) указывают на существование сейсмической зоны третье-
го — северо-западного — юго-восточного направления, вытянутой вдоль
побережья Северо-Западного Кавказа. Очевидно, она связана с проис-
ходившим в позднеплиоценовое и антропогеновое время поглощением
юго-западного крыла сооружения Северо-Западного Кавказа Черномор-
ской впадиной и опусканием его по нескольким сближенным ступенча-
тым разломам.
В Западно-Кубанском краевом прогибе сейсмичность также, по-
видимому, связана как с продольным, так и с поперечным направле-
ниями. На роль первого из них указывает втянутость в запад-северо-
западном направлении плейстосейстовой области сильного Усть-Лабин-
ского землетрясения 1926 г., ось которой происходила вдоль северного
крыла наиболее глубокой части Западно-Кубанского прогиба, несколько
севернее Краснодара. На роль второго направления указывает
И. В. Ананьин, выявивший приуроченность ряда землетрясений, зареги-
стрированных в Западно-Кубанском прогибе за последние 50 лет (в том
числе 6—7-балльных) к узкой поперечной зоне, начинающейся у Анапы
и протягивающейся в северо-северо-восточном направлении параллель-
но восточному берегу Азовского моря примерно до ст. Каневской.
И. В. Ананьин подметил, что эта поперечная сейсмическая зона прояв-
ляет себя в современном рельефе, как зона голоценового поднятия, рост
которого отклоняет течение рек, текущих к Азовскому морю. Южный
отрезок этой сейсмической зоны совпадает с Анапским поперечным глу-
бинным разломом. Возможно, что продолжение его как-то проявляется
и севернее, в фундаменте Кубанского прогиба.
Приведенный краткий региональный обзор соотношений сейсмич-
ности и новейшей тектоники Кавказской области позволяет прийти
к ряду общих выводов. Некоторые из них в близком виде были ранее
сформулированы И. В. Кирилловой и А. А. Сорским (1960), другие же
высказываются впервые.
Подавляющее большинство землетрясений Кавказской области
имеет очаги, расположенные внутри земной коры, в основном даже
в верхней ее половине (на глубинах до 10—12 км). В соответствии
с этим сейсмическая активность на территории Кавказа, как правило,
тесно связана с развитием относительно неглубоких новейших тектони-
ческих структур, обычно в той или иной мере проявляющихся на по-
верхности, выявляемых геолого-геоморфологическими методами и отра-
женных на карте вертикальных неотектонических движений в изобазах.
Эпицентры землетрясений, особенно наиболее сильных, катастрофиче-
391
ских, в большинстве своем приурочиваются к зонам с наиболее высо-
кими градиентами новейших вертикальных движений, к зонам установ-
ленных или предполагаемых глубоких тектонических разрывов сжатия
(взбросы) и растяжения (сбросы, региональные трещины).
Однако сейсмоактивными являются далеко не все подобные зоны
новейших деформаций, а лишь те из них, в которых интенсивные дви-
жения происходили в конце позднеорогенной стадии — в позднем плио-
цене и особенно в антропогене. Эти движения в одних случаях насле-
дуют тектонический план конца миоцена — среднего плиоцена, т. е. пер-
вой фазы позднеорогенной стадии, в других же — накладываются на
него и приводят к перестройке более древних структур, причем такая
перестройка, как правило, в основном выявляется средствами геомор-
фологического анализа. Подобные наложенные структуры (главным об-
разом поперечные и, реже, продольные разломы и флексуры, наложен-
ные впадины) очень часто оказываются сейсмогенетическими.
Новейшие и продолжающие развиваться в настоящее время склад-
чатые структуры, как правило, характеризуются относительно низкой
сейсмической активностью (например, Ширакско-Аджиноурская склад-
чатая система, Апшероно-Кобыстанская периклинальная область и пр.),
за исключением тех случаев, где формирование складок явно связано
с современной активностью крупного разлома в фундаменте (напри-
мер, Мегрельского разлома в Рионской впадине), Терского и Сунжен-
ского разломов в Терском краевом прогибе).
В общем юго-восточная половина Кавказской области значительно
более сейсмична, чем северо-западная, причем очень четкая граница
этих территорий, к востоку от которой очень резко возрастает сейсми-
ческая активность, проходит с юго-запада на северо-восток по линии
Ахалцихе — Орджоникидзе, строго совпадающей с выявленной незави-
симо от анализа сейсмичности зоной Казбек-Цхинвальского поперечного
глубинного разлома. Эти отличия в сейсмичности отражают значительно
большую контрастность новейших и четвертичных тектонических дви-
жений в юго-восточной части Кавказа по сравнению с северо-западной
частью, большую скорость погружений и поднятий в позднем плиоцене
и антропогене, большую роль перестроек тектонического плана и ши-
рокое проявление изменений знака вертикальных (и, может быть, гори-
зонтальных) движений в восточной части Кавказской области в это
время.
К юго-востоку от Казбек-Цхинвальского поперечного глубинного
разлома располагается Транскавказский поперечный пояс наивысшей
сейсмической активности (Ахалкалакско-Казбекский); далее к юго-вос-
току от этого поперечного пояса, а также к северо-западу от него сей-
смическая активность (частота землетрясений, их балльность и интен-
сивность и густота распространения эпицентров на площади) в общем
последовательно убывают. Таким образом, в распределении сейсмиче-
ских явлений на Кавказе в целом на первый план выступает поперечная
зонтальных) движений в восточной части Кавказской области в это
го — северо-северо-восточного простирания.
Это же поперечное направление четко сказывается в расположении
многих сейсмогенетических структур (поперечных разломов, флексур,
трещин) и находит отражение в вытянутости в поперечном направлении
зон сгущения эпицентров в тех или иных районах, блуждании во вре-
мени вдоль линий этого же простирания эпицентров «роев» землетря-
сений (например, «Мегрельского роя» 1941 г. или роя землетрясений
24—25/Х 1933 г. к востоку ст Гудермеса), в вытянутости в этом же на-
правлении плейстосейстовых и изосейсмальных зон многих землетрясе-
ний, а также в ориентировке плоскости смещения в очагах землетрясе-
ний (по О. Д. Гоцадзе). В наибольшей степени роль поперечного, севе-
ро-восточного направления в локализации зон сейсмической активности
392
сказывается в Ахалкалакско-Казбекском Транскавказском сейсмиче-
ском поясе. По мере движения к западу и особенно к востоку от этого
поперечного пояса все большую роль начинает приобретать продольное
направление. Этому направлению, в частности, подчинено расположение
эпицентров и изосейст большинства сейсмических районов северного
и южного склонов Восточного и Юго-Восточного Кавказа, восточной
части Малого Кавказа и Талыша, а также ряда сейсмических районов
Северо-Западного Кавказа. Правда, и на юго-востоке и особенно на се-
веро-западе Кавказа сохраняют свое значение и поперечные сейсмиче-
ские зоны, например: зоны Самурского поперечного разлома на Восточ-
ном Кавказе, Вельвеличай-Гирдыманчайская на Юго-Восточном Кавка-
зе, Кубанская и Пшехско-Адлерская зоны глубинных разломов на
Центральном и Северо-Западном Кавказе; при этом последняя сейсми-
ческая зона явно продолжается в пределы восточной части Черномор-
ской впадины.
Однако значительная часть землетрясений на северо-западе и ос-
новная их часть на востоке и юго-востоке Кавказа связаны все же
с развитием продольных структур (в одних зонах — структур сжатия,
в других — структур растяжения). Это хорошо выражено и в располо-
жении высокосейсмических зон и их изосейст и в преобладающей ориен-
тировке смещений в очагах восточно-кавказских землетрясений (по
Гоцадзе, 1957) * — рис. 75.
В некоторых случаях удается установить, что поперечная сейсми-
ческая зональность связана со структурами более глубокого заложения,
чем продольная. Об этом говорит как пересечение поперечными сей-
смическими зонами целого ряда продольных тектонических структур
(Пшехско-Адлерская, Казбек-Цхинвальская и другие сейсмические
зоны), так и несомненно установленная большая глубинность очагов
тех землетрясений, изосейсмальные зоны которых имеют поперечное
простирание, почти не отражающееся в поверхностных структурах
(например, Южно-Дагестанское землетрясение 1948 г.).
Устанавливается связь ряда зон высокой сейсмической активности
(Ахалкалакской, Казбекской, Эльбрусской, Гагамской) с районами но-
вейшей вулканической деятельности, но при этом лишь с теми вулкани-
ческими районами, где извержения продолжались в позднеплейстоцено-
вое и голоценовое время (Эльбрус, Казбекский и Кольский районы,
северная часть Ахалкалакского нагорья, северная и восточная части Ге-
гамского нагорья). Напротив, те вулканические районы, где извержения
в четвертичное или позднечетвертичное время почти или вовсе прекра-
тились, а магматические очаги отмерли или утратили свою активность
(например, Верхнечегемский, Арагацкий, Карабахский, Конгуро-Алан-
гезский и другие районы), оказываются лишенными местных сейсмиче-
ских очагов. Сейсмические очаги в вулканических районах располагают-
ся на глубинах обычно не свыше 10—15 км — т. е. в основном несколько
* К сожалению, в методике и результатах изучения динамических параметров
очагов землетрясений между исследователями существуют большие расхождения. Ре-
зультаты определений смещений в очагах, полученные О. Д. Гоцадзе по методу
В. И Кейлис-Борока, слабо сопоставимы с результатами определений ориентировки
осей напряжений в очагах кавказских землетрясений, выполненных Е. И. Широковой
(1962, рис. 76). Согласно данным Е. И. Широковой, для большинства исследованных
ею землетрясений оси сжимающих напряжений направлены перпендикулярно простира-
нию продольных структур и располагаются полого (не круче 30°) или почти гори-
зонтально, а оси растягивающих напряжений, как правило, составляют значительные
углы с горизонтом (50—80°). Возможно, что данные Е. И. Широковой в основном от-
носятся к продольно-ориентированным сейсмическим зонам восточной части Кавказа,
тогда как землетрясение Центрального поперечного сейсмического Кавказа оказались
недостаточно исследованными Характерно, что для Западной Грузии, где сейсмическая
зона имеет северо-восточное простирание, Е. И. Широкова показывает необычное — се-
веро-северо-западное— юго-юго-восточное направление оси сжимающего напряжения.
393
Рис. 75. Динамические пара-
метры очагов некоторых
кавказских землетрясений.
По О. Д. Гоцадзе, 1957
/ — азимут простирания
плоскости разрыва; 2 — угол
падения плоскости разрыва;
3 — азимут подвижки; 4 —
угол падения подвижки; 5 —
крыло, сдвинувшееся вверх
более поверхностных зонах земной коры, чем соответствующие магмати-
ческие очаги в пределах сооружений Большого и Малого Кавказа, свя-
занные, по-видимому, с внутрикоровой, преимущественно андезито-да-
цитовой или андезито-базальтовой магмой (см. ниже).
Характерной чертой сейсмического поля альпийской области являет-
ся полное отсутствие очагов землетрясений на акватории центральной,
наиболее глубоководной части Черноморской впадины (в отличие от
высокой сейсмичности ее гетерогенных в тектоническом отношении
периферических зон, испытывавших в позднеорогенной стадии диффе-
ренциальные погружения). Этот факт, говорящий о состоянии тектони-
Рис- 76. Направления осей сжимающих напряжений в очагах некоторых землетрясений
Кавказа н смежных областей. По Е. И. Широковой, 1962
ческого покоя, в котором находится центральная часть впадины, не со-
гласуется с предположениями некоторых исследователей о грандиозных
опусканиях и процессах полной переработки структуры земной коры
в пределах Черноморской впадины, которые, согласно этим представле-
ниям, она претерпела в течение альпийского орогенного этапа или даже
одной подзнеорогенной стадии.
395
ГЛАВА VII
НОВЕЙШИЙ ВУЛКАНИЗМ
И ТЕКТОНИКА*
Наряду с неотектоническими движениями новейший вулканизм при-
надлежит к важнейшим геологическим явлениям позднеорогенной ста-
дии развития Кавказа. Мощные вспышки наземных извержений неод-
нократно охватывали огромные пространства Малого Кавказа, ряд
районов Большого Кавказа и отдельные участки Предкавказских и За-
кавказских депрессий. Характер вулканической деятельности и состав
продуктов в разных районах Кавказа обладает существенными отличи-
ями, обусловленными особенностями их тектонического положения и
геологической истории. Вместе с тем в истории новейшего вулканизма
отражаются общие для всего Кавказа фазы его тектонического разви-
тия в позднеорогенной стадии. Они сказываются в наличии общей гру-
бой периодичности в проявлениях вулканической деятельности в разных
районах и свойственной многим из них общей тенденции изменения
состава вулканических продуктов, а соответственно и типов извержения
во времени.
Главные фазы новейшего вулканизма
Изучение распределения вулканической активности разных районов
Кавказа в течение позднеорогенной стадии позволяет наметить несколь-
ко периодов ее резкого усиления, разделенных периодами значительного
ослабления или даже полного прекращения. Периоды резкого усиления
магматизма в эффузивной и отчасти в интрузивной форме (фазы вул-
канизма) охватывают относительно длительные интервалы времени, из-
меряемые сотнями тысяч или даже первыми миллионами лет, в течение
которых характер магматических проявлений и состав продуктов могут
претерпевать заметные изменения. Внутри фаз могут выделяться от-
дельные моменты усиления вулканизма (подфазы), разделенные менее
продолжительными интервалами времени, чем периоды затишья вулка-
низма между фазами.
В начале новой фазы нередко происходят существенные перестрой-
ки плана расположения центров вулканической деятельности и может
значительно изменяться состав продуктов и характер извержений.
Фазы вулканизма выдерживаются для целых вулканических районов,
областей, провинций и являются общими для всего Кавказа, хотя и не
во всех его вулканических областях и районах проявляются обязательно
все фазы молодого вулканизма.
* Излагаемые ниже представления основываются на данных, полученных рядом
исследователей новейшего вулканизма Кавказа. Начало его изучения было положено
классическими исследованиями Абиха в области Арминского нагорья, в Эльбрусском и
Чегемском районах. Из работ дореволюционного периода наибольшее значение имеют
исследования Ф. Ю. Левинсона-Лессинга, В. В. Лубянского, А. П. Герасимова и
А. П Рентгартена по Центральному Кавказу. В послеоктябрьский период наиболее важ-
ные данные по вулканизму Эльбрусской области были получены С. И. Соловьевым, Каз-
бекской области — В. П. Рентгартеном, Малого Кавказа — К. Н. Паффенгольцем и гео-
логами экспедиции АН СССР, возглавлявшейся Ю. Ф. Левинсоном-Лессингом (П. И. Ле-
бедев, С. С. Кузнецов, Б. М. Куплетский, Б. Л. Личков, Г. Д. Афанасьев и др.). После-
военный период характеризуется значительной детализацией работ, применением новых
методов и постановкой тематических исследований. На Большом Кавказе их проводят
В. Н. Павлинов, Н. Д. Соболев с сотрудниками, Г. Д. Афанасьев, КЗ. П. Масуренков,
Н. И. Схиртладзе, К. Н. Паффенгольц, Н. В. Короновский, Е. Е. Милановский и другие,
на Малом Кавказе — П. Д. Гамкрелидзе, Л. И. Маруашвили, Г. М. Заридзе, Н. Ф. Тат-
ришвили, Н. И. Схиртладзе (Ахалкалакская область), А. Н. Заварицкий, А. А. Габри-
елян. А. Т. Асланян, С. П. Бальян, А. А. Адамян, К. Г. Ширинян. К. И. Карапетян.
В. М. Амарян, Ц. Г. Акопян, Ш. А. Азизбеков, М. И. Рустамов, Е. Е. Милановский и др
(Армянская область).
396
Таких основных, общих для Кавказа фаз новейшего вулканизма
выделяются три: миоплиоценовая, позднеплиоценовая и антропогеновая.
Максимумы магматической активности в большинстве вулканических
областей и районов Кавказа падают соответственно на мэотис — понт,
вторую половину акчагыла — апшерон и на средний и, главным обра-
зом, поздний плейстоцен и голоцен. Периоды относительного затишья
вулканической деятельности отвечают среднему плиоцену и нижнему
плейстоцену. Эпохе новейшего вулканизма предшествует более длитель-
ный период полного или почти полного отсутствия вулканических прояв-
лений, продолжавшийся на Большом Кавказе начиная с позднего мела,
а на Малом Кавказе — с нижнего миоцена до среднего сармата. Под-
фазы вулканизма, по-видимому, не имеют общекавказского значения,
во всяком случае при нынешнем уровне детальности стратиграфического
расчленения и точности корреляции новейших образований. Лишь под-
фазы антропогеновой фазы: среднеплейстоценовая (Q2), одна или две
позднеплейстоценовые (Q^ и Q|) и голоценовая (Q4) четко выделяются
в большинстве вулканических областей Кавказа.
Области и районы проявлений новейшего вулканизма
В основу районирования зон проявления молодого вулканизма Кав-
каза нами положены: а) общность территории, на которой проявлялись
магматические процессы; б) ее приуроченность к определенным текто-
ническим структурам, характерный для нее период (или периоды) маг-
матической активности, свойственные ей формы и типы магматической
деятельности; в) определенные черты химизма ее продуктов и тенден-
ции изменения их состава во времени. При районировании зон новей-
шего вулканизма выделены единицы нескольких рангов. Крупнейшей
из них является Транскавказский вулканический ареал, охватывающий
все районы новейшего вулканизма Кавказа и сопредельных частей Тур-
ции и Ирана; он приурочен в основном к полосе Транскавказского по-
перечного поднятия. В его рамках выделяется три вулканические про-
винции— 1) Большого Кавказа и Предкавказья; 2) Закавказской
депрессии; 3) Малого Кавказа и Восточной Анатолии (или Армянского
нагорья). Они подразделяются на территориально и структурно обособ-
ленные и значительно отличающиеся по истории новейшего магматиз-
ма, его химизму и типам извержения вулканические области. Внутри
них выделяются вулканические районы, а в последних—вулканиче-
ские центры, иногда объединяемые в несколько групп. Вулканические
области и районы приурочены почти ко всем продольным тектоническим
зонам Кавказа (рис. 77).
Вулканическая провинция Большого Кавказа и Предкавказья состо-
ит из ряда изолированных районов. В большинстве их извержения на-
чались с позднего плиоцена, а в некоторых — даже с плейстоцена,
и лишь в одном районе проявления новейшего магматизма относятся
к миоплиоцену. По общему объему вулканитов эта провинция во много
раз уступает Армянскому нагорью.
В Терском краевом прогибе расположен изолированный Грознен-
ский вулканический район. Он приурочен к пересечению Сунженского
поднятия, лежащего на восточном продолжении Тырныаузского шва,
и северного продолжения Казбек-Цхинвальского поперечного глубинно-
го разлома. Здесь обнаружен пока единственный центр небольшого
плейстоценового эксплозивного извержения андезитов. Существование
его, давно предполагавшееся А. П. Герасимовым, подтвердилось иссле-
дованиями автора и М. Н. Смирновой.
В пределах Центрального сегмента поднятия Большого Кавказа
выделяются Эльбрусская и Казбекская вулканические области.
397
Эльбрусская область приурочена к наиболее широкому
и приподнятому участку северного крыла этого сооружения. Она рас-
полагается в пределах унаследованного от герцинского цикла горст-
антиклинория Центрального Кавказа, Тырныаузской шовной зоны
и Л а би но-Малки некого краевого массива. Эта область выделяется наи-
более кислым составом продуктов, среди которых преобладают липари-
ты, липарито-дациты и дациты, и широким развитием туфолаво-игним-
бритовых извержений. В ней выделяются три района.
Минераловодский район, приуроченный к участку сочленения се-
верного крыла Большого Кавказа (Лабино-Малкинского краевого мас-
сива) с Минераловодским поперечным выступом Скифской плиты, ха-
рактеризуется многочисленными миоплиоценовыми гипабиссальными
интрузиями трахилипаритов (граносиенит-порфиров), отличающихся от
вулканитов других районов Большого Кавказа повышенной щелоч-
ностью. Расположение интрузивных тел контролируется пересечением
нескольких систем активных в неогене глубоких разломов и трещин.
Нижнечегемский район расположен в самой восточной части Лаби-
но-Малкинской моноклинали (краевого массива), в зоне ее флексурно-
го сочленения с Кабардинской краевой впадиной. Здесь находится
огромный покров верхнеплиоценовых липаритовых игнимбритов (пло-
щадью до 1000 км2 и мощностью до 3000 м), образовавшийся при гран-
диозном ареально-трещинном извержении, а также несколько центров
более мелких верхнеплейстоценовых извержений и субвулканических
инъекций липарито-дацитовых игнимбритов и туфолав.
Эльбрус-Кюгенский район приурочен к северной части горст-анти-
клинория Центрального Кавказа и ограничивающей его с севера Тыр-
ныаузской шовной зоне. Мощные вулканические центры — Эльбрусский,
Тырныаузский, Верхнечегемский и менее значительные — Западно-
Эльбрусские, Кыртыкский, Тызыльские, Сурх-Крандухский—контроли-
руются зонами активных глубоких поперечных разломов, флексур и тре-
щин и узлами их пересечения с продольными разломами Тырныаузского
шва. В позднем плиоцене здесь в основном происходили мощные извер-
жения липаритовых и липарито-дацитовых игнимбритов, туфолав и лав
и гипабиссальные внедрения магмы того же состава, а на некоторых
периферических участках — также незначительные излияния андезито-
базальтов (Тызыл). В среднем, позднем плейстоцене и голоцене про-
должалось развитие огромного полигенного вулкана Эльбрус, неодно-
кратно извергавшего дацитовые и андезито-дацитовые лавы, туфы, а в
начале позднего плейстоцена — и небольшие порции туфолав. Верхне-
плиоценовые извержения огромных туфолаво-игнимбритовых масс, до-
стигающих в Верхнечегемском массиве уникальной мощности (более
2,5 км), сопровождались глубоким вулкано-тектоническим проседанием
(свидетельствующим о наличии близповерхностного периферического
очага). На Эльбрусе оно продолжалось в антропогене. Характерной
чертой Эльбрус-Кюгенского района является тесное сочетание наземных
извержений лав и пирокластики, туфолаво-игнимбритовых извержений
и гипабиссальных интрузий кислой магмы, образующих в целом вулка-
но-плутоническую ассоциацию (в понимании Е. К. Устиева). С конца
плиоцена состав вулканических продуктов в Эльбрус-Кюгенском райо-
не, как и в Нижнечегемском, становится менее кислым.
Казбекская вулканическая область находится в пре-
делах осевой части и южного крыла мегантиклинория, сформировав-
шихся на месте испытавших инверсию осевой и южной краевой зон
альпийской геосинклинали Большого Кавказа. Расположение вулкани-
ческих районов контролируется зоной горст-антиклинория Бокового
хребта Восточного Кавказа и зоной Казбек-Цхинвальского поперечного
глубинного разлома. Для этой области характерны многократные эф-
фузии и эксплозии преимущественно андезито-дацитовой магмы
S9
(с колебаниями от андезитов, изредка андезито-базальтов до дацитов),
очень мощные в позднем плиоцене и менее значительные в антропогене.
В ходе извержений зона вулканизма смещается к востоку и к югу, и ее
продольная конфигурация сменяется поперечной.
Самый северный — Казбекский район — единственный, где вулка-
низм проявлялся в течение позднего плиоцена и всех эпох антропоге-
на,— приурочен к западному участку горст-антиклинория Бокового
хребта. В позднем плиоцене вдоль его оси располагалась цепь вутка-
нических центров, продукты извержений которых уцелели почти исклю-
чительно в прилегающей юго-западной части Терского прогиба в виде
туфогенного материала свиты рухс-дзуар. В антропогене ареал извер-
жений оттесняется к востоку и юго-востоку, в зону Казбек-Цхинваль-
ского поперечного нарушения. К ней приурочены полигенные вулканы
Казбек, Кабарджин, ряд мелких моногенных вулканов — сателлитов
и цепочка эксплозивных центров в ущелье Терека. В более южном
Кельском районе, расположенном на участке пересечения Чиаурского
синклинория зоной Казбек-Цхинвальского поперечного разлома, извер-
жения начались в среднем (?) или начале позднего плейстоцена и про-
должались до голоцена. Здесь находится много моно- и полигонных,
преимущественно лавовых вулканов и экструзивные купола. Для дея-
тельности полигонных вулканов характерно нарастание кислотности про-
дуктов в ходе последовательных извержений. Самый южный Джавский
район, приуроченный к участку пересечения Кахетино-Лечхумской шов-
ной зоны зоной Казбек-Цхинвальского глубинного разлома, характери-
зуется рядом мелких моногенных центров излияний андезитовых лав,
происходивших в среднем (?) и начале раннего плейстоцена.
В вулканической провинции Закавказской депрессии имеется един-
ственная Центрально-Грузинская вулканическая об-
ласть. Она расположена в западной, относительно приподнятой части
Закавказской межгорной зоны, в пределах Грузинского срединного мас-
сива. Оба вулканических района приурочены к его краевым участкам,
вовлеченным в позднеорогенной стадии в воздымание поднятий Большо-
го и Малого Кавказа. Вулканические центры северного района связаны
с разломами, ограничивающими с севера, востока и юга Окрибо-Сачхер-
скую зону. В миоплиоцене здесь имели место небольшие эффузии и ги-
пабиссальные интрузии оливиновых базальтов, реже андезито-базальтов
повышенной щелочности. В южном районе (Гурийском) происходили
небольшие излияния и инъекции субщелочных базальтовых лав в мио-
плиоцене и трахитов — в позднем плиоцене. В целом Центрально-Гру-
зинская область выделяется свойственными ей извержениями основных
и средних продуктов более или менее повышенной щелочности.
Вулканическая провинция Армянского нагорья занимает огромную
территорию и характеризуется грандиозными извержениями, продол-
жавшимися в течение всех трех фаз позднеорогенной стадии — с позд-
него сармата до голоцена. Цопадающие на территорию СССР
и рассматриваемые в работе восточные части Ахалкалакской и Цент-
рально-Армянской вулканических областей в основном приурочены
к антиклинорным зонам Малого Кавказа и частично — к смежным
с ними синклинориям, сформировавшимся в пределах одноименной
эвгеосинклинали (западные части этих областей и самая южная Ара-
ратская область в основном находятся на территории Турции).
Ахалкалакская вулканическая область целиком
попадает в полосу Транскавказского поперечного поднятия. Самый се-
верный ее район — Бакурианский расположен в южной части Аджаро-
Триалетской складчатой зоны. Небольшие вулканические проявления
выражены здесь останцом миоплиоценовых и несколькими потоками
верхнеплейстоценовых андезитовых лав. Южнее находится огромный
многоярусный вулканический покров Ахалкалакского нагорья, наложен-
400
ный на наиболее приподнятую северо-западную часть Сомхето-Кара-
бахской антиклинальной зоны и частично на смежные участки Аджаро-
Триалетской и Севанской синклинальных зон. Западный — Годердзский
район сложен мощной миоплиоценовой лаво-пирокластической толщей
преимущественно андезито-дацитового состава — годердзской свитой.
К востоку она погружается под эффузивные образования верхнеплиоце-
нового и частью антропогенового возраста, слагающие три меридио-
нальные зоны, резко различные по составу лав. В западной (Ахалка-
лакской) и восточной (Лорийско-Цалкинской) зонах изливались
основные, почти не дифференцированные лавы — долеритовые базальты,
слагающие обширные лавовые плато. В средней зоне, выраженной в ви-
де цепочки плиоценовых (Абул, Самсар и др.), плейстоценовых и голо-
ценовых вулканов (Тавкветили, Шавнабади и др.), а также в располо-
женной несколько восточной меридиональной полосе Мокрых гор,
сложенной верхнеплиоценовыми лавами, после основных излияний про-
исходили извержения более кислых, андезито-дацитовых лав, питавшие-
ся из очага, приуроченного к зоне меридиональных глубинных разломов.
В целом в Ахалкалакской области в миоплиоцене повсеместно господ-
ствуют преимущественно эксплозивные извержения умеренно кислых
и средних продуктов, которые сменяются с позднего плиоцена излияни-
ями базальтов, и лишь в центральной меридиональной полосе продол-
жаются эффузии умеренно кислых и средних лав.
Более южная Центрально-Армянская область имеет
в плане вид огромного выпуклого к северу серпа длиной более 500 км.
Ее средняя часть (Карсское плато и массив Арагац), под которой пред-
полагается существование крупного погребенного раздробленного высту-
па древнего фундамента, также попадает в зону Транскавказского попе-
речного поднятия, а западная и восточная ее части (Восточно-Армян-
ский вулканический район) выходят за его пределы. Последний район
в основном связан со структурами Мисхано-Зангезурской антиклиналь-
ной зоны и частично со смежными с ней синклинориями — Севанским
и Ордубадским. Для Восточно-Армянского и Арагацкого районов ха-
рактерны исключительно мощные миоплиоценовые извержения пирокла-
стов и лав преимущественно андезитового состава (вохчабердская свита
и ее аналоги). Им предшествуют эксплозии трахилипаритовых туфов
в сармате. Завершается фаза экструзиями и излияниями коротких по-
токов липаритов (Артени, Атис, Спитаксар), возможно, отвечающими
во времени среднеплиоценовым складкообразовательным движениям.
К миоплиоценовой фазе относятся также андезито-дацитовые экструзии
и гипабиссальные интрузии Нахичеванского района, приуроченные
к системе глубоких разломов, обрамляющих сооружение Малого Кав-
каза с юго-запада.
В позднеплиоценовой фазе в Восточно-Армянском районе ведущую
роль приобретают ареально-трещинные эффузии основных — базальто-
вых и андезито-базальтовых лав; лишь на отдельных участках развивают-
ся крупные полигенные вулканы, извергающие более кислые продукты —
до андезитов и дацитов (Ишихлы, Араилер), по-видимому, связанные
с обособленными внутрикоровыми очагами. Аналогичные извержения на
Арагацком массиве сочетаются с первыми (?) небольшими проявления-
ми туфолаво-игнимбритового вулканизма. Антропогеновая фаза в Вос-
точно-Армянском районе выражена несколькими импульсами ареально-
трещинных излияний андезито-базальтовых (в плейстоцене) и андези-
товых лав (в голоцене). Деятельность больших полигонных вулканов,
извергавших более кислые продукты, полностью прекращается. Напро-
тив, на Арагаце в плейстоцене и голоцене продолжаются эффузии уме-
ренно кислых (андезито-дацитовых, дацитовых) лав, сопровождаемые
в плейстоцене несколькими извержениями дацитовых игнимбритов. Они
покрывают огромную площадь, но количественно резко уступают лавам.
26 0731
401
Таким образом, на Арагаце «нормально-орогенный вулканизм» тесно
сочетается во времени и пространстве с туфолаво-игнимбритовым.
В целом развитие новейшего вулканизма на Малом Кавказе идет от
преобладания эксплозивных извержений средних и умеренно-кислых
продуктов к ареально-трещинным излияниям основных лав. Лишь на
отдельных участках, контролируемых крупными разломами и узлами их
пересечения, временно сохраняются, но постепенно отмирают полигон-
ные вулканы, извергающие более дифференцированные, кислые продук-
ты, и продолжает развиваться Арагацкий внутрикоровой магматический
очаг, по-видимому, связанный с утолщением гранитно-метаморфического
слоя в пределах Арагацко-Мисханского выступа метаморфического
фундамента.
Связь расположения областей и районов
новейшего вулканизма с тектоническим строением и развитием Кавказа.
Типы вулканических районов
Молодые вулканиты присутствуют во всех главнейших продольных
зонах Кавказа, однако подавляющая их часть связана с сооружениями
Большого и Малого Кавказа. Во всех зонах они, как правило, приуро-
чены к их относительно приподнятым и воздымавшимся в новейшей
стадии участкам. Вместе с тем четко проявляется связь ареала новей-
шего вулканизма с зоной Транскавказского поперечного поднятия; в нее
входят все вулканиты Большого Кавказа, Грузинского срединного мас-
сива, Ахалкалакской и значительной части Центрально-Армянской об-
ласти. По-видимому, эта поперечная полоса воздымания являлась
в позднеорогенной стадии зоной повышенного теплового потока. С вул-
каническими областями Большого и Малого Кавказа совпадают зоны
крупнейших гравитационных минимумов. Эти области полностью ло-
жатся внутри зоны проявления глубинной углекислоты, выделяющейся
в углекислых термах. Состав и строение вулканических формаций, типы
и масштаб извержений находятся в определенной связи со структурой
и историей развития тектонических зон Кавказа в альпийском цикле.
Основная часть вулканитов принадлежит мегантиклинорию Малого
Кавказа, сформированному на месте типичной эвгеосинклинали, где на
протяжении всего собственно геосинклинального этапа и раннеоро-
генной стадии происходили многократные мощные извержения и интру-
зии. Напротив, в мегантиклинории Большого Кавказа, возникшем на
месте геосинклинали, где вулканизм проявился лишь в раннегеосинкли-
нальной стадии, а альпийские интрузии незначительны — позднеороген-
ный вулканизм отличается меньшим масштабом, локальностью прояв-
ления и не был преемственно связан с предшествующим альпийским
магматизмом.
Районы новейшего вулканизма Кавказа по особенностям их текто-
нического положения, строения, развития и свойственным им вулкани-
ческим формациям можно отнести к нескольким основным типам:
1.	Районы, приуроченные к структурам, сформировавшимся на мес-
те внутренних зон альпийских геосинклиналей, испытавших полную или
частичную инверсию (Казбекская область, Восточно-Армянский район,
может быть, Ахалкалакская область). Для них характерно мощное
развитие андезито-дацитовых формаций (сперва существенно пироклас-
тических, затем лавовых), за которыми следуют андезито-базальтовые
формации.
2.	Районы, приуроченные к унаследованным геоантиклинальным
ядрам мегантиклинориев с утолщением «гранитно-метаморфического
слоя» (Эльбрус-Кюгенский, Арагацкий районы). Им свойственны слож-
ные формации, сочетающие элементы андезито-дацитовых и туфолаво-
402
игнимбритовых (дацитовых, липарито-дацитовых) формаций и еще более
сложные вулкано-плутонические комплексы.
3.	Районы, приуроченные к краевым (а в других областях Альпий-
ского пояса — к срединным) массивам с мощным гранитно-метаморфи-
ческим фундаментом (Лабино-Малкинский краевой массив). Для них
характерны игнимбритовые формации липаритового состава.
4.	Районы, приуроченные к участкам сочленения Большого и Мало-
го Кавказа с обрамляющими их «жесткими» зонами. Им свойственны
субвулканические и экструзивные формации кислого субщелочного (Ми-
нераловодский) и умеренно кислого состава (Нахичеванский район).
5.	Районы, приуроченные к относительно приподнятым участкам
краевых прогибов. Единственным примером является Грозненский район
с небольшими эксплозивными извержениями андезитов, по-видимому,
связанный единством очага с Казбекской областью.
6.	Районы, приуроченные к активизированным участкам срединных
массивов с малой мощностью гранитно-метаморфического слоя. Такова
Центрально-Грузинская область с формациями субщелочных и щелоч-
ных лав основного и среднего состава.
Особенности развития новейшего вулканизма во времени
Новейший вулканизм Кавказа, характеризующийся господством ан-
дезито-дацитовых, андезито-базальтовых и местами кислых туфолаво-
игнимбритовых формаций, в целом вполне отвечает «субсеквентскому
вулканизму» в понимании Г. Штилле, характерному для орогенного эта-
па геотектонического цикла. «Финальный вулканизм», знаменующий
переход к посторогенному этапу развития, здесь еще не наступил (из-
лияния щелочных основных лав Центрально-Грузинской области не по-
казательны, так как проявлялись неоднократно с мальма); однако на
протяжении позднеорогенной стадии все же проявляется тенденция
к смене извержений средних и отчасти кислых продуктов более основ-
ными, малодифференцированными, и одновременно снижается роль пи-
рокластики и возрастает роль лавовых излияний. Эти признаки, видимо,
указывают на приближение фазы «финального» вулканизма. Наиболее
полно эта тенденция выражена на Малом Кавказе, особенно в Восточ-
но-Армянском районе (переход от андезито-дацитов в миоплиоцене до
андезито-базальтов в антропогене). Аналогичная тенденция, но в виде
другого формационного ряда и с запозданием во времени выражена
в Эльбрусской, и наименее ясно — в Казбекской области.
Вопросы связи новейшего вулканизма с неотектоникой
Между этими явлениями, по-видимому, нет однозначных причинно-
следственных отношений, и оба они являются разными отражениями
еще недостаточно понятых глубинных процессов, движущий механизм
которых связан с верхней мантией и отчасти с глубокими зонами коры.
Но некоторые особенности новейших движений, несомненно, находятся
в коррелятивной связи с процессами новейшего вулканизма.
1.	Моменты пробуждения и фазы усиления вулканической активно-
сти связаны во времени с общими для Кавказа периодами активизации
дифференциальных тектонических движений и усиления роли поднятий.
По крайней мере, последняя голоценовая подфаза извержений во всех
вулканических областях Кавказа была синхронной.
2.	Районы новейшего вулканизма приурочены к областям и участ-
кам Кавказа, испытавшим в течение данной вулканической фазы или
подфазы тенденцию к поднятию, как правило, более резкую, чем на
других участках той же зоны, где вулканизм не имел места (эта тен-
денция могла нарушаться вулкано-тектоническими проседаниями).
26*
403
В зонах Кавказа, подвергавшихся абсолютному погружению, вулкани-
ческая деятельность не имела места.
3.	Вулканической деятельности благоприятствовали сводо- и горсто-
образные воздымания, происходившие в условиях растяжения данного
участка коры и сопровождавшиеся возникновением или активизацией
сети крутых и вертикальных разломов и трещин (Гегамский свод, Эль-
брусско-Минераловодский поперечный перегиб).
4.	Ряд районов новейшего вулканизма связан с зонами высоких
градиентов молодых движений, выраженных крупными глубокими мо-
лодыми разломами и флексурами Тырныаузский, Эльбрусский, Верх-
нечегемский, Казбек-Цхинвальский глубинные разломы). В локали-
зации зон и центров извержений важную роль играли также зоны глу-
боких временно приоткрывавшихся трещин растяжения (зоны Абул-
Самсарского, осевого Гегамского разломов). Большинство районов
и центров извержений связано с разломами и трещинами поперечного
и близких к нему направлений, меньшая часть — с продольными раз-
ломами.
Помимо глубоких разломов, служащих каналами при подъеме маг-
мы из глубинного очага, существенную роль в ее перемещении в верх-
них горизонтах коры и локализации центров извержений играют менее
глубокие и протяженные временно приоткрывающиеся разломы и тре-
щины разных направлений, либо оперяющие крупные разломы (при
центральном и трещинном типе вулканизма), либо образующие густую
разветвленную сеть (при ареальном типе).
5.	Большой интерес представляют явления вулканической
тектоники. Возможно, что с формированием внутрикоровых магмати-
ческих очагов, приводящим к увеличению объема соответствующих глу-
бинных зон, в определенной мере связаны новейшие воздымания Боль-
шого и Малого Кавказа. Более очевидными проявлениями вулкано-тек-
тоники служат процессы приподнимания и частичного раздвигания
пород приповерхностных горизонтов коры при формировании субвулка-
нических массивов, а также образование структур проседания — вулка-
но-тектонических депрессий в результате опорожнения магматических
очагов и выноса на поверхность больших масс вещества при изверже-
ниях. Наиболее отчетливо это проявляется при разгрузке близповерхно-
стных периферических очагов кислой магмы. Глубина проседания может
достигать здесь 2—3 км (Верхнечегемская депрессия). При извержении
больших объемов основной магмы из более глубоких очагов (на Малом
Кавказе), вероятно, также происходят проседания, но они охватывают
гораздо более обширные площади и имеют изостатический характер,
подобный гляцио-изостатическим опусканиям коры в областях мощного
материкового оледенения.
Возможные глубины магматических очагов и факторы,
благоприятствующие их возникновению
Формирование глубинных магматических очагов, питавших центры
новейших извержений, по-видимому, связано с постоянным усилением
потока тепла и глубинных эманаций, т. е. с возрастанием геотермиче-
ского градиента в земной коре, происходящим в орогенном этапе и до-
стигающим максимума в позднеорогенной стадии. Наиболее высоким
тепловым потоком, вероятно, характеризовались зоны поднятий Боль-
шого и Малого Кавказа, зона Транскавказского поперечного поднятия
и в особенности участки пересечения этих продольных и поперечных
структур и наиболее проницаемые зоны живых глубинных разломов.
Подъем геоизотерм на Малом Кавказе происходил, видимо, до миоплио-
цена, на Большом Кавказе — до позднего плиоцена, после чего начался
обратный процесс, дальше зашедший на Малом Кавказе. Прогревание
404
верхней мантии и коры в той или иной мере сопровождается подъемом
и частичным проникновением в земную кору дериватов мантии, ассими-
ляцией ими вещества коры и может привести к частичному или полному
плавлению ее глубоких зон и возникновению внутрикоровых очагов,
в том числе очагов анатектической гранитоидной магмы. При последую-
щем понижении геоизотерм эти очаги отмирают, и на поверхность посту-
пают более основные расплавы, поднимающиеся из более глубоких зон
коры, а затем из мантии.
Второй фактор, благоприятствующий возникновению магматических
очагов в зонах с высоким термическим режимом, контролирующий их
локализацию и пути движения магмы к поверхности,— местное пониже-
ние всестороннего давления, уменьшающее температуру плавления. Оно
осуществлялось, по-видимому, в зонах глубинных разломов, по которым
происходили вертикальные подвижки блоков коры или некоторое их
расхождение (раздвиг), и главным образом, в зонах общего растяжения
коры в сводовых частях и других участках выпуклых перегибов поло-
жительных новейших структур. В собственно геосинклинальном этапе маг-
матические очаги в основном располагались в пределах верхней мантии
и поставляли преимущественно основную магму и продукты ее диф-
ференциации и контаминации. В орогенном этапе в связи с подъемом гео-
изотерм очаги плавления появляются на более высоких уровнях, в том
числе в «базальтовом» и нижней части «гранитно-метаморфического
слоя», вплоть до глубин около 10 км. Частичное плавление «базальтового
слоя» приводит к извержениям андезито-базальтов, андезитов, андезито-
дацитов, а «гранитно-метаморфического» — к извержениям липаритов,
дацитов и интрузиям гранитоидов. В отдельных районах Малого Кав-
каза, вероятно, сосуществовали очаги на разных глубинах, почти одно-
временно поставлявшие продукты кислого и основного состава (дациты
Абул-Самсара и базальты соседних плато, дацитовые игнимбриты и ла-
вы Арагаца и основные лавы его периферии, и т. д.). В геосинклинали
Большого Кавказа подъем геоизотерм в позднеорогенной стадии мог
сразу привести к возникновению магматических очагов в «гранитно-ме-
таморфическом» слое,— поскольку в нем, как показывают эксперимен-
тальные данные (Вилли и Таттл и др.), выплавление эвтектической гра-
нитной магмы в присутствии достаточного количества летучих может
начаться при относительно низких температурах — около 600—650°.
Таким образом, в пределах Большого и Малого Кавказа образова-
ние магматических очагов и проявления орогенного вулканизма были
в основном связаны с развитием огромных сводов, охватывающих как
земную кору, так и верхние горизонты мантии. Если воздымание по-
добных сводов не сопровождалось общим растяжением (свойственным,
например, сводово-рифтовым зонам Восточной Африки, срединно-океа-
нических хребтов и пр.), то обстановка растяжения, благоприятная для
возникновения очагов и извержений, могла создаваться лишь в их верх-
них зонах (в коре). С этим и связан типично «коровой» орогенный вул-
канизм Кавказа.
Подобный «сводовый» тип орогенного вулканизма свойствен
в альпийском поясе также сооружению Эльбурса (вулканический мас-
сив Демавенд). Для большинства же других вулканических областей
альпийского орогенного пояса характерны совершенно иная тектониче-
ская позиция и условия формирования магматических очагов; эти об-
ласти, как правило, расположены в пределах зон некоторого растяже-
ния и опускания коры, во внутренних частях альпийского пояса. Они
лежат в «тылу» альпийских складчато-покровных сооружений, характе-
ризующихся перемещением масс в сторону от вулканической области
и представляющих собой, очевидно, зоны некоторого сжатия, простран-
ственно сопряженного и приблизительно одновременного с растяжением
«тыловой» области орогенного вулканизма. Таковы внутри — Карпат-
405
ская, Македоно-Родопо-Эгейская, Тирренская, Альборано-Марокканская,
Киршехирская вулканические области. Сравнительный анализ тектони-
ческих условий проявлений вулканизма в областях «сводового» и «ты-
лового» типов выходит за рамки данной монографии.
ГЛАВА VIII
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
И ВОЗМОЖНЫЙ
ГЛУБИННЫЙ МЕХАНИЗМ
НОВЕЙШИХ ДВИЖЕНИЙ
НА КАВКАЗЕ
Рассмотрев различные проявления новейших и современных текто-
нических движений в Кавказской области (сводово-глыбовые поднятия
и опускания, подвижки по разломам преимущественно сбросового или
взбросо-надвигового типов, складкообразование на разных этажах глу-
бинности, проявления сейсмической активности), мы пришли к выводу
о том, что если исключить близповерхностные усложнения структуры
в зонах новейшего складкообразования, связанные с «мегадисгармо-
нией», то в общем в верхних частях земной коры новейшие тектониче-
ские движения проявлялись в виде сводово-глыбовых деформаций
отдельных продольных зон и их поперечных участков. Эти деформации,
как правило, имели две компоненты — несомненную, легко устанавли-
ваемую вертикальную компоненту, максимальные значения которой за
неотектоническую стадию достигают + 5 км и — 7—8 км (считая от
исходного «нулевого» положения), и горизонтальную компоненту, иногда
также несомненную, иногда более или менее предположительную, вели-
чина которой, по-видимому, в общем того же порядка, т. е. также изме-
ряется километрами. Однако для определения абсолютных величин гори-
зонтальных деформаций в отличие от вертикальных у нас нет природ-
ной «системы координат», и мы можем говорить лишь о направлении
и в меньшей мере о величине перемещения двух зон или участков друг
относительно друга. Эти горизонтальные деформации заключаются либо
в расширении, растяжении той или иной зоны, выражающемся в возник-
новении сбросов, грабенов, наложенных впадин (а возможно, и в общем
опускании этой зоны) и землетрясениях со сбросовым характером сме-
щений в очагах, либо в сокращении, сжатии какого-либо участка, про-
являющемся в складкообразовании, возникновении надвигов и взбросов
и землетрясениях со взбросо-надвиговым смещением в их очагах. Де-
формация может иметь также характер общего горизонтального смеще-
ния (перекоса) поверхностных масс в каком-либо одном направлении,
что выражается в односторонней вергентности осевых поверхностей
складок и надвигов. Вероятно, значительно реже в неотектонической
стадии проявлялись горизонтальные деформации типа поперечных и
особенно продольных сдвигов.
Подобно чередованию зон вертикального поднятия и опускания, на
территории Большого Кавказа в новейшей стадии чередовались между
собой зоны сжатия и расширения; об этом говорит, например, одновре-
менное формирование складчато-надвиговых структур в одних зонах
(преимущественно зонах, заканчивающих процесс длительного глубоко-
го погружения и начинающих испытывать поднятие), и трещин растя-
жения, сбросов, грабенов, наложенных мульд в других, соседних с ними
зонах (преимущественно в зонах выпуклых продольных и поперечных пе-
регибов сводово-глыбовых поднятий). К этим же зонам близповерхност-
406
ного растяжения бывают приурочены проявления позднеорогенного вул-
канизма.
Подобно вертикальным деформациям, амплитуда горизонтальных
деформаций сжатия или расширения по простиранию структур может
изменяться вплоть до их полного затухания. Об этом говорят факты за-
тухания или разновременного проявления новейшей складчатости и свя-
занных с ней надвигов по простиранию складчатой зоны. Аналогично
изменению знака вертикальных движений отдельных зон во времени
зоны, подвергшиеся в новейшей стадии растяжению, могут в дальней-
шем испытывать сжатие, и наоборот. Одновременное существование
в течение неотектонической стадии в пределах Кавказской области
(и всего сегмента орогенного пояса Тетиса между Русской и Аравий-
ской платформами) зон растяжения и сжатия как будто говорит об от-
сутствии явных признаков общего существенного сжатия этого пояса
в конце кайнозоя. Можно предполагать, что интенсивного общего сжатия
альпийского пояса в одни эпохи (и общего растяжения — в другие) не
было и в предшествующие этапы его развития. Об этом свидетельствует
анализ геологической истории Кавказа.
Закономерности природных сочетаний вертикальных и горизонталь-
ных деформаций, к сожалению, пока еще не достаточно ясны. С извест-
ной долей предположительности можно думать, что погружение краевых
прогибов и межгорных впадин сопровождается некоторым растяжением
земной коры (рис. 78). В пользу этого говорит установленное ГСЗ-утонь-
шение кристаллической коры в пределах наиболе глубоких внутренних
зон Терского краевого прогиба до 20—35 км, Западно-Кубанского крае-
вого и Куринского межгорного прогибов до 25—30 км против 45—60 км
на Большом Кавказе и 35—40 км в смежной части эпигерцинской плат-
формы. Вероятно, еще большим растяжением сопровождается заложе-
ние и погружение геосинклинальных прогибов, особенно эвгеосинклина-
лей, в которых это растяжение коры и мантии приводит к подъему
и излиянию «инициальных» вулканитов — продуктов выплавления из
мантии. Растяжением же сопровождается, очевидно, и опускание по
ступенчатым сбросам периферических зон складчатых сооружений, по-
глощаемых расширяющейся Черноморской впадиной (в центральной же,
древней части последней растяжение в неотектонической стадии, если
и имело место, то было, вероятно, ничтожным).
Некоторое сжатие (одностороннее или двустороннее), по-видимому,
испытывают участки краевых и межгорных прогибов, а также некоторые
периферические (на Большом Кавказе) и внутренние (на Малом Кавка-
зе) участки горных сооружений, в которых погружение начинает сме-
няться поднятием и одновременно происходит складкообразование.
В прошлом условия некоторого сжатия, вероятно, господствовали в зо-
нах «замыкающихся» и испытывающих складкообразование геосинкли-
нальных прогибов. Растущие складчато-глыбовые поднятия в своей по-
верхностной структуре обнаруживают признаки сжатия главным обра-
зом на своих наиболее узких и недавно вовлеченных в общее поднятие
участках (например, Юго-Восточный Кавказ с его элементами вееро-
образного строения). В дальнейшем, по мере разрастания поднятий
признаки сжатия сохраняются на поверхности лишь в некоторых их
прибортовых зонах (например, вдоль южного борта Большого Кавказа),
а на большей его части получают распространение структуры растяже-
ния (сбросы, трещины, грабены, наложенные мульды и пр.). Эта карти-
на, очевидно, может быть объяснена предполагаемым В. В. Белоусовым
процессом гравитационного «расползания» растущего горного сооруже-
ния, а также раздроблением и обрушением выпуклого свода. Однако не
обязательно, чтобы в глубоких частях земной коры сохранялся такой
же характер деформаций, как и в ее приповерхностных зонах. Возмож-
но, например, что при образовании сводово-глыбовых поднятий на глу-
407
бине не только не происходит растяжение, но даже, напротив, имеет
место некоторое сжатие.
Большой интерес представляет вопрос о глубинном механизме но-
вейших тектонических деформаций в Кавказской области. Эта сложней-
шая проблема в целом, конечно, далеко выходит за рамки темы настоя-
щей работы, однако некоторые ее аспекты мы все же затронем. Где, на
каких глубинах следует искать непосредственный источник описанных
Рис. 78. Предполагаемое расположение зон растяжения и сжатия в верхних горизонтах земной
коры Кавказской области в позднеорогенной стадии. Составил Е. Е. Милановскнй
1 — зоны сжатия в первой фазе позднеорогенной стадии; 2— то же во II и III фазах; 3 — зоны
растяжения в I фазе; 4 — то же в течение II н III фаз или всей позднеорогенной стадии;
5 — зоны особенно сильного растяжения во II и III фазах; 6 — зоны отсутствия или слабых про*
явлений растяжения и сжатия; 7 — господствующее направление горизонтального смещения близ*
поверхностных масс
выше крупных неотектонических деформаций, фиксируемых в поверхно-
стной части земной коры — в самой ли земной коре или в подкоровой
оболочке? Следует ли связывать эти деформации в основном со значи-
тельными, в несколько раз превосходящими амплитуду новейших верти-
кальных движений изменениями мощности и состава земной коры и от-
дельных ее глубинных «слоев» («гранитного», «базальтового») в тече-
ние новейшей стадии, или же таких значительных изменений мощности
и структуры коры в течение этой стадии не происходило, и крупнейшие
новейшие подвижки и коробления верхней части коры, наблюдаемые на
поверхности, охватывают всю земную кору в целом и порождаются
процессами, происходящими в мантии? Эти вопросы в последнее время
привлекают все большее внимание в связи с успехами геофизики в изу-
чении строения глубоких недр Земли. Многие исследователи, основы-
ваясь на новейших геофизических данных, склоняются в пользу первон
точки зрения. В чем же заключаются эти данные и в какой мере они
могут служить основой для допущения геологически чрезвычайно бы-
стрых изменений мощности и структуры коры, как причины новейших
движений?
408
В последнее время на большом фактическом материале статисти-
чески выявлена определенная коррелятивная зависимость, существую-
щая между крупнейшими неровностями рельефа, характером гравита-
ционного поля, толщиной и разрезом земной коры (работы Р. М. Де-
меницкой, М. Б. Сажиной, Г. 3. Гурария и И. А. Соловьевой и др.).
В обшем эта зависимость, как известно, выражается в том, что крупным
выступам земной поверхности, обычно характеризующимся новейшими
вертикальными движениями положительного знака, как правило, соот-
ветствуют значительные отрицательные гравианомалии (в редукции
Буге) и утолщения земной коры в целом («корни гор») и отдельных ее
«слоев»; напротив, многим глубоким впадинам отвечают положительные
гравианомалии Буге (несколько смягченные влиянием заполняющих впа-
дины легких осадков) и утоньшения кристаллической коры в первую
очередь за счет уменьшения мощности «гранитного» слоя, который в глу-
боководных морях и океанах полностью отсутствует. Эта эмперически
установленная закономерная связь рельефа с гравианомалиями, струк-
турой и мощностью коры является отражением принципа изостазии,
в известной мере осуществляемого в земной коре.
Нет оснований отрицать, что подобная приблизительная корреля-
ция между рельефом, гравитационным полем, мощностью и структурой
коры должна была существовать и в геологическом прошлом. Но если
бы эта корреляция была полной, то учитывая факт резких изменений
гипсометрического положения обширных территорий Земли, и в частно-
сти Кавказской области, в течение неотектонической стадии, т. е. за по-
следние 10 млн. лет, следовало бы допустить, что мощность земной коры
и отдельных ее «слоев» могла за этот срок сильно измениться (мес-
тами в 1,5—2 раза), возрастая за счет утолщения «гранитного» и (или)
«базальтового» слоев под растущими горными сооружениями, и соот-
ветственно уменьшаясь, главным образом, за счет предполагаемой ре-
дукции и даже исчезновения «гранитного» слоя под погружающимися
впадинами типа Черноморской.
Подобных взглядов в различных вариантах придерживается ряд
исследователей. Одни из них признают, что непосредственной причиной
крупнейших тектонических деформаций новейшего (и более древних)
этапа являются геологически быстрые изменения мощности (и состава)
земной коры, количественно в несколько раз превосходящие амплитуду
новейших вертикальных движений земной поверхности; следовательно,
новейшие тектонические движения отражают стремление земной коры
к восстановлению изостазии. Другие исследователи считают, что, напро-
тив, причиной являются тектонические движения коры, а изменения ее
мощности — следствием, реакцией на эти движения. Так, например,
В. Н. Крестников и И. Л. Нерсесов (1962), говоря о существовании
прямой связи между характером проявления новейших тектонических
движений и мощностью земной коры на территории Тянь-Шаня, при-
ходят к выводу, что «современный сложный рельеф поверхности М
явился результатом проявления новейших тектонических движений
в неоген-четвертичное время... Под растущими поднятиями мощность
коры увеличивалась, в то время как под развивающимися прогибами
происходило ее уменьшение. Если это так, то можно говорить о весьма
быстром, в геологическом смысле, изменении строения земной коры в це-
лом,..., что, нужно думать, связано с процессами в мантии». В тех же
случаях, когда в противоречии со сформированной выше закономер-
ностью в центральных частях впадин (Ферганской, Иссык-Кульской и
др.) сейсмическими методами устанавливается наличие весьма мощной
коры, авторы допускают «почти мгновенное в геологическом понимании
времени изменение толщины земной коры» в сторону ее нарастания, ко-
торое было, «по-видимому, связано с изменением знака движения, еще
не нашедшего отражения в структуре на поверхности». В случаях
409
других противоречий с установленной авторами закономерностью
допускается столь же «мгновенное» уменьшение мощности коры.
Приведенная концепция, допускающая в обоих ее вариантах геоло-
гически крайне быстрые значительные изменения мощности и глубин-
ной структуры коры, одновременные с новейшими движениями большой
амплитуды — представляется малообоснованной. Не будем говорить
здесь о неясности физической сущности процесса «базификации» (не
отрицаемой и ее приверженцами) и крайне малой вероятности полного
преобразования материковой коры в океаническую за геологически крат-
чайший срок, каким является неотектоническая стадия (об этом говори-
лось выше в связи с рассмотрением природы Черноморской впадины).
Здесь приведем некоторые другие соображения, свидетельствующие
против этой идеи. Дело в том, что отмеченная выше корреляция между
рельфом, гравианомалиями Буге и мощностью коры существует лишь
в самом общем плане и выдерживается далеко не всегда. Об этом сви-
детельствуют, в частности, весьма большие отклонения конкретных то-
чек от некоторых средних значений на графиках, отображающих зави-
симости между этими параметрами. Так, на подобных графиках, опуб-
ликованных в 1962 г. Н. Б. Сажиной, хорошо видно, что, например, мощ-
ности коры (измеренной по методу ГСЗ) в 50 км отвечают районы с вы-
сотами от 0 до +4 км и гравианомалиями в редукции Буге от 0 до
— 230 мгл, а мощности коры в 30 км — районы с рельефом от + 0,5 км
до 2,3 км и гравианомалиями от —80 мгл до + 130 мгл. Районы с вы-
сотами рельефа, близкими к 0 км, могут иметь кору мощностью от 20
до 50 км и т. д.
Таким образом, во многих конкретных случаях в настоящее время
наблюдаются большие отклонения от некоторых средних «закономер-
ных» соотношений между этими параметрами. Очевидно, что подобные
же отклонения могли иметь место в геологическом прошлом. Посмот-
рим, в какой мере осуществляется корреляция между рельефом, новей-
шими вертикальными движениями, гравианомалиями Буге и мощностью
земной коры в пределах Кавказа и некоторых смежных с ним районах.
Как было показано выше, Большой Кавказ представляет собой единое
горное сооружение, испытывающее в новейшей стадии сводово-глыбовое
поднятие, хотя количественно и неодинаковое в разных его поперечных
сегментах. Исходя из представлений о связи молодых горных поднятий
с утолщением земной коры (образованием «корней гор») и минимумами
силы тяжести в редукции Буге, наличие подобных «корней гор» и гра-
витационных минимумов, хотя и различных по величине на разных уча-
стках, следовало бы встретить под всем новейшим поднятием Большого
Кавказа. Между тем в действительности «корни гор» и крупные отри-
цательные гравианомалии Буге характерны лишь для Центрального и
Восточного сегментов Кавказа. Однако и эти сегменты изостатически все
же «недокомпенсированы», т. е. их гравитационные аномалии, а по дан-
ным ГСЗ (Юров, 1963) —и величина «корня гор» оказываются недоста-
точными для компенсации рельефа и новейшего поднятия. Что же ка-
сается Юго-Восточного и Северо-Западного сегментов сооружения Боль-
шого Кавказа, то они выражены гравитационными максимумами (рис. 79)
и обладают по сравнению с Центральным и Восточным сегментами от-
носительно утоньшенной корой (рис. 80), по-видимому, с маломощным
гранитным слоем, а последний (Северо-Западный) сегмент характери-
зуется даже крупными положительными гравианомалиями Буге. Так,
например, определения мощности земной коры и отдельных ее «слоев»
в пределах Северо-Западного Кавказа, выполненные М. В. Абдуловым
(1963) на основе интерпретации гравиметрических данных (ГСЗ на этой
территории пока еще не проводилось), показывают, что «гранитно-мета-
морфической слой» здесь должен быть утоньшен до 4 км, мощность всей
410
коры должна составлять всего 32—34 км и «корень гор» на Северо-За-
падном Кавказе практически отсутствует.
В целом же сооружение Большого Кавказа изостатически «недо-
компенсировано», и почти на всей его территории преобладают положи-
тельные изостатические гравианомалии (Люстих, 1960). Подобная же
картина наблюдается в поднятиях Горного Крыма, Талыша, Аджарии,
Большого Балхана и т. д., характеризующихся положительными грави-
аномалями Буге и лишенных «корней гор». Все эти горные сооружения
Рис. 79. Гравиметрическая схема Кавказа. Составил Е. Н. Люстих
Относительные значения аномалий: 1 — незначительно повышенные, 2 — высо-
кие, з — очень высокие, 4— незначительно пониженные. 5 — низкие, 6 — очень низкие. 7—средние.
S — гравиметрический склон; 9 — границы крупнорегиональных аномалий. Зональные ано-
малии: А— общекавказское отрицательное поле; Б — Черноморское положительное поле.
Крупнорегиональные аномалии: I — Северо-Кавказский гравитационный склон;
II — Нижнекубанский минимум; III — Западно-Кавказский максимум (а — западная часть, б —
восточная часть); IV — Грузинский минимум (а — Центрально-Кавказский минимум, б — Восточ-
но-Грузинский минимум); V — Дагестанский минимум: VI — Западно-Грузинский максимум (а —
Колхидский, б — Аджаро-Имеретинский, в — Сурамский); VII — Армянский минимум; VIII — Азер-
байджанский максимум (а — Мартунн-Тбилисский, б — Талышско-Вандамский, в — Восточно-Кав-
казский); IX — Восточно-Азербайджанский минимум; X — Каспийский максимум
поднимаются не только не в строгом соответствии, но даже вопреки
принципу изостазии. Поскольку под ними в орогенном этапе «корня гор»
не возникает, постольку причину их воздымания следует скорее искать
в подъеме поверхности подкорового субстрата, приводящем к припод-
ниманию земной коры в целом по типу свода или глыбы. Если же
учесть, что поднятия Северо-Западного и Юго-Восточного Кавказа явля-
ются лишь отдельными звеньями огромного сооружения Большого Кав-
каза, на всем протяжении которого верхние слои коры испытывают
(в первом приближении) однотипную, хотя и различную по величине
вертикальную новейшую деформацию, то естественным будет допустить,
что она в основном вызывалась причинами, общими для всего сооруже-
ния Большого Кавказа. Такой общей причиной не могло быть повсеме-
стное утолщение коры. Напротив, скорее можно допустить, что мощная
кора Центрального и Восточного сегментов и гораздо менее мощная кора
411
Рис. 80. Схематическая карта мощности земной коры в пределах Кавказа, Черного и Каспийского морей по данным ГСЗ и интер-
„п„рДтаийи пмвиметрических материалов. Составил Е Е Милановский по материалам А. А. Гагельганца, И. П. Косминской. Ю. П. Непроч-
нова, Н. И. Давыдовой, Л. Б. Кибалова, Г. В Краснопевцевой, ЮГ. Юрова, А А. Али-Заде, И. О. Цимсльзона, В. И. Куликова,
Р. М. Гаджиева, М. В. Авдулова, Б. К. Балввадзе, Г. К. Твалтвадзе, т. С. Лебедева, С. Н. Субботина и др.
/ — изобаты поверхности Махоровнчнча (в км); 2 - граница выклинивания «гранитного слоя» в Черном море; 3 - профили ГСЗ
Северо-Западного и Юго-Восточного Кавказа испытывала, вероятно,
общее (хотя и разное по масштабу) воздымание и пологое сводовое ко-
робление. Очевидно, что причины этих общих для земной коры всего
Кавказа антиизостатических новейших движений следует искать в ос-
новном в движениях и процессах, происходящих ниже коры — в верх-
ней мантии, при которых вместе с последней деформируется и кора *.
Интересные и показательные соотношения между новейшими дви-
жениями, с одной стороны, и гравитационным полем, с другой — уста-
новлены на Малом Кавказе. Здесь имеются две главные зоны новейших
поднятий, одна из которых (юго-западная, вулканическая) совпадает
с зоной крупнейшего минимума силы тяжести (в редукции Буге), а дру-
гая (северо-восточная, невулканическая) — с зоной крупнейшего грави-
тационного максимума. Лежащая между ними, в осевой части Малого
Кавказа Севанская зона новейших прогибаний отвечает резкому перехо-
ду между зонами гравитационных экстремумов, разность значений силы
тяжести в которых превышает 100 мгл. Очевидно, мощность и глубинная
структура земной коры этих двух зон новейшего воздымания должна
быть резко различна — в юго-западной зоне поднятий кора должна
быть значительно мощнее, чем в северо-восточной. Профиль ГСЗ, пере-
секший Малый Кавказ по линии Шамхор — Нахичевань, вполне под-
твердил такое предположение. Глубина залегания поверхности Мохоро-
вичича в юго-западной зоне новейших поднятий оказалась близкой
к 50 км (до 52 км), а в северо-восточной зоне новейших поднятий —
близкой к 40 км (доклад А. А. Али-Заде и И. О. Цимельзона на Между-
народном тектоническом симпозиуме в Тбилиси, 1965). Следовательно,
и здесь однотипные по амплитуде поднятия не повлекли за собой одно-
значного изменения структуры коры в сторону ее утолщения (или, на-
оборот, эти поднятия не явились следствием однотипных утолщений ко-
ры); скорее можно думать, что резкие различия в строении и мощности
коры, отраженные в структуре гравитационного поля Малого Кавказа
и подтвержденные результатами ГСЗ — в основном отражают особен-
ности всего предшествующего геологического развития Малого Кавказа
и лишь в небольшой мере связаны с его развитием в неотектонической
стадии. Таким образом, «корни гор», как нам кажется, в основном явля-
ются не порождением орогенного этапа развития Большого и Малого
Кавказа или других молодых горных сооружений, а возникли в процессе
их длительной геосинклинальной истории. Они создаются главным об-
разом в результате глубоких геосинклинальных погружений, заполнения
прогибов осадками и их последующего уплотнения в ходе складкооб-
разования и метаморфизации, а также в результате привноса ювениль-
ного магматического материала из мантии Земли как в эффузивной, так
и интрузивной форме.
Антиизостатический характер новейших тектонических движений,
ярко проявляющийся на Кавказе, не является специфической особен-
ностью последнего, а, напротив, имеет характер закономерности, свой-
ственной, вероятно, большинству неотектонических структур альпийского
пояса, а также эпиплатформенных орогенических областей (зон новей-
шей активизации). Анализируя карту изостатических гравианомалий
Западной Европы, составленную Де-Брюином (1955), и другие материа-
лы, М. Е. Артемьев (1962, 1964), убедительно показал, что зоны отри-
цательных изостатических аномалий свойственны интенсивно погружав-
* В некоторых районах Большого и Малого Кавказа следует допустить существо-
вание дополнительного источника новейших деформаций в самой коре, которым явля-
лись процессы гранитизации и возникновения внутрикоровых магматических очагов, при-
водящие к понижению плотности, увеличению объема соответствующих участков коры и,
тем самым, вызывающие ее изостатическое поднятие. Однако эти процессы разуплотне-
ния в коре сами, в свою очередь, непосредственно обусловлены резкими локальными
повышениями теплового потока в этих зонах, т. е. опять-таки процессами, происходящи-
ми в мантии.
413
шимся в неогене — антропогене альпийским краевым и некоторым меж-
горным впадинам, а также молодым синеклизам и в особенности грабе-
нам эпипалеозойской платформы, а зоны положительных аномалий —
приурочены к внутренним зонам молодых горных сооружений альпий-
ского пояса, поднимающимся срединным массивам (например, Родоп-
скому) и эпиплатформенным возрожденным горным сооружениям
Западной Европы. Таким образом, большинству новейших поднятий
свойственны положительные изостатические аномалии, а большинству
прогибов — отрицательные. Подобный антиизостатический характер но-
вейших движений земной коры, согласно заключению М. Е. Артемьева
(1964), можно удовлетворительно объяснить только при допущении важ-
ной роли горизонтальной составляющей движения масс корового или
подкорового вещества, а именно,— предполагая подток тяжелых масс
под поднятия и их отток из-под прогибов [так как поднятие только
вследствие расширения (разуплотнения) вещества субстрата в одном
вертикальном столбе без его горизонтального перемещения не вызвало
бы существенных положительных изостатических аномалий]. Естествен-
нее всего допустить, как мне кажется, что при тектонических деформа-
циях типа сводов или глубинных складок большого радиуса кривизны
(поднятий Большого и Малого Кавказа и смежных с ними прогибов)
земная кора в целом образует выпуклые или вогнутые изгибы, а гори-
зонтальный приток или отток масс происходит в подкоровом субстрате.
Однако отток масс подкорового вещества из-под развивающегося про-
гиба должен не только вызывать опускание земной коры, но, вероятно,
и некоторое ее растяжение, а следовательно, и утоньшение ее кристал-
лических «слоев», что как мы отмечали выше, по геологическим данным
является характерным для зон прогибания в альпийском поясе. Равным
образом, горизонтальный подток подкоровых масс под растущее под-
нятие должен привести к некоторому сжатию земной коры в зоне этого
поднятия. Геологическими наблюдениями подобное сжатие устанавли-
вается лишь на начальной стадии поднятия (в период складкообразо-
вания), на более поздних же его стадиях маскируется в верхней част»
свода близповерхностными процессами растяжения, проседания и гра-
витационного расползания. Но в глубоких зонах земной коры или вер-
хах мантии, если образование свода связано с подтоком подкоровых
масс, должно господствовать уже не растяжение, а сжатие. Возможно
допустить, что подток подкоровых масс, вызывающих поднятие верхних
частей земной коры, может по-разному деформировать ее нижние зоны.
В случае, когда до начала рассматриваемой деформации земная
кора была относительно маломощна или, во всяком случае, не обладала
на участке будущего свода локальным утолщением (корнем гор) —
вся земная кора в целом, до поверхности Мохоровичича могла образо-
вывать единый выпуклый сводообразный изгиб (например, на Северо-
Западном Кавказе). При большей же мощности коры и наличии ее ло-
кального утолщения —корня гор (являющегося продуктом предшествую-
щего длительного геосинклинального развития данной зоны) на месте
будущего свода — горизонтальный подток подкоровых масс мог, вероят-
но, приводить в отдельных случаях к некоторому сжатию или сплющи-
ванию коры в горизонтальном направлении, в результате которого кора
дополнительно утолщалась, причем ее верхние части испытывали под-
нятие (выпячивание), а нижние — впячивание книзу (в этом случае от-
клонения от изостазии были, очевидно, незначительными). Подобные
условия, существование которых возможно допустить в центральной час-
ти Большого и Малого Кавказа, по-видимому, были благоприятными
для возникновения внутри коры отдельных локальных участков отно-
сительно пониженного давления, что в условиях высоких температур
могло приводить к частичному плавлению вещества кристаллической
коры, возникновению внутрикоровых магматических очагов, а следова-
414
тельно, к некоторому понижению плотности и увеличению мощности
соответствующих зон земной коры. Высказанное выше предположение
о возможности «расплющивания» коры на некоторых участках с вытя-
гиванием кверху и книзу надо рассматривать как сугубо гипотетическое
и подлежащее проверке.
Особые соотношения между направлением вертикальных движений
и изостатическими гравианомалиями характерны для некоторых глубо-
ких впадин, испытывающих новейшие погружения. В отличие от боль-
шинства краевых прогибов, ряда межгорных впадин и впадин молодых
платформ, для этих впадин характерны не отрицательные, а положи-
тельные изостатические аномалии, что, очевидно, говорит о ином харак-
тере глубинных процессов. М. Е. Артемьев рассматривает все эти впа-
дины как единый тип глубинных тектонических структур и пытается
дать ему общее истолкование.
Мне представляется, что в действительности подобные впадины
принадлежат не к одному, а к нескольким типам, имеющим различную
природу и возраст. К одному из них относятся глубоководные, длитель-
но существующие субокеанические впадины — Черноморская и ее ана-
логи в Средиземном море (Западно-Средиземноморская и др.). Эти впа-
дины, точнее их центральные глубоководные части, лишенные гранит-
ного слоя, характеризуются относительно спокойным гравитационным
полем и невысокими значениями положительных изостатических анома-
лий, по-видимому, связанными с некоторым уплотнением подкорового
субстрата (Субботин, 1965). Интенсивность новейшего погружения по-
добных зон — незначительна, и оно имеет однородный, почти недиффе-
ренцированный характер.
К другому типу принадлежат молодые впадины (или отдельные
краевые зоны боле крупных впадин), возникшие в результате геологи-
чески быстрого раздробления и обрушения различных более древних
структур альпийского пояса. Наиболее ярким примером молодой де-
прессии этого типа является впадина Эгейского моря. К этому же типу
структур относятся, вероятно, молодая наложенная восточная часть
Тирренской впадины, самая западная узкая часть Западно-Средиземно-
морской впадины (Альборанское море), Паннонская впадина, возможно,
молодые периферические зоны опускания Черноморской впадины и пр.
Для подобных впадин характерны огромные, достигающие +100 +
150 мгл изостатические аномалии. Можно высказать предположение,
что возникновение их связано с очень интенсивным местным новейшим
растяжением, расширением в разные стороны земной коры (и верхов
мантии?), которое привело к нарушению ее сплошности, разрушению на
отдельные глыбы и вклиниванию между ними тяжелого вещества ман-
тии (возможно, этот процесс сходен с процессами растяжения, раздроб-
ления и обрушения блоков земной коры, происходившими в кайнозое
в провинции хребтов и бассейнов на западе Северной Америки и привед-
шими в результате к значительному утоныпению коры в этой области).
В пользу подобной трактовки характера процессов в коре подобных де-
прессий, т. е. ее растяжения и расширения в стороны, говорит тот факт,
что они окаймляются дугообразными складчатыми зонами с горизон-
тальным перемещением масс (надвиги, покровы, опрокидывание скла-
док) в разные стороны от подобных депрессий. В этом, возможно, от-
ражается «распирающее» воздействие их расширяющегося ядра.
По всей вероятности, образование впадин эгейского типа, приводя-
щее к разрушению существовавших на их месте более древних тектони-
ческих элементов, могло сопровождаться наиболее резким изменением
глубинной структуры и мощности земной коры. Но подобные явления
представляют в позднеорогенной стадии развития альпийского пояса
скорее исключение, чем общее правило.
В большинстве же случаев новейшие тектонические движения
415
в верхней части коры — поднятия и опускания — не сопровождаются
теми огромными, геологически быстрыми, зеркальными по отношению
к поверхностным деформациям перемещениями нижней границы коры
вниз (при поднятиях) и вверх (при опусканиях) и соответственными из-
менениями мощности коры (утолщениями при поднятиях, утоныпениями
при опусканиях) и ее внутреннего строения, которые предполагаются
некоторыми исследователями.
Особенности глубинного строения коры и возможные изменения ее
мощности и преобразования вещества ее «слоев» в течение новейшей
стадии, несомненно, оказывают, в силу действия принципа изостазии,
известное регулирующее влияние на характер и интенсивность новейших
тектонических движений альпийских (а также и возрожденных, эпиплат-
форменных) горных сооружений и сопряженных с ними глубоких впа-
дин и определяют пределы этих движений, но они не играют в этом
процессе той ведущей, определяющей роли, которую приписывают им
некоторые исследователи *. Более значительным, решающим фактором
при новейших тектонических деформациях являются движения и про-
цессы, вероятно, конвекционного характера, происходящие ниже земной
коры, в верхней части мантии Земли, на которые земная кора в целом
реагирует короблениями, поднятиями и опусканиями, а также некото-
рыми изменениями своей мощности и разреза в подвижных зонах. Изме-
нения мощности и разреза коры в течение позднеорогенной стадии раз-
вития Кавказа могут выражаться, во-первых, в ее утолщении за счет
накопления мощных осадков в депрессиях, в возможном постепенном
переходе нижней части «осадочного слоя» глубоких прогибов в резуль-
тате складкообразования и метаморфизма в состояние «гранитного»
слоя (что можно допустить, например, для низов осадочного «слоя»
Южно-Каспийской впадины), и в денудации относительно очень неболь-
шой верхней части коры в зонах поднятий. Во-вторых, можно предполо-
жить также некоторые незначительные утоныпения глубоких зон коры
(вследствие растяжения) и их утолщения (вследствие сжатия и скучи-
вания материала), и, соответственно — проседания и выпучивания ее
поверхностной части, если допустить отток вещества мантии в стороны
из-под зон активно развивающихся прогибов и подток его с флангов
под зоны поднятия. Мелкие поверхностные новейшие структуры, шири-
ной до 10—20 км, вероятно, возникают в результате преобразования
в земной коре (вследствие ее неоднородности в разрезе и в плане) бо-
лее простых (?) деформаций, происходящих в верхней части мантии.
ГЛАВА IX
ОПЫТ ПОДСЧЕТА
БАЛАНСА ВЕЩЕСТВА
ПРИ НЕОТЕКТОНИЧЕСКИХ
ДВИЖЕНИЯХ
КАВКАЗСКОЙ ОБЛАСТИ
Проблема количественной характеристики тектонических движений
привлекает в последнее время все большее внимание исследователей.
В частности, разрабатываются и все шире используются методы коли-
чественного измерения эффекта вертикальных движений. К их числу от-
* Более значительна роль изостатического и, в частности, гляциоизостатического
фактора в’ относительно стабильных платформенных зонах земной коры, о чем убеди-
тельно свидетельствуют новейшие исследования гравитационного поля и подледного
рельефа Антарктиды. По-видимому, в тектонически спокойных районах увеличение
й уменьшение нагрузки вследствие аккумуляции осадков и денудации оказывает су-
щественное воздействие на ход тектонических движений.
416
носятся использование мощности отложений как показателя вертикаль-
ных движений и анализ последних с помощью карт изопахит (В. В. Бе-
лоусов и др.), а также предложенный А. Б. Роновым (1949) «объемный
метод» изучения вертикальных движений. Сущность последнего сводится
к определению объема вещества, снесенного денудацией с поднятия и
переотложенного в смежной депрессии; зная площадь поднятия, объем
удаленного в процессе воздымания вещества и длительность процесса,
можно приблизительно определить амплитуду и среднюю скорость под-
нятия. Однако практическое использование этого метода при количе-
ственном анализе древних структур встречает, как правило, большие
трудности, обусловленные главным образом неполнотой наших знаний
и связанной с ней малой надежностью принимаемых при расчетах
исходных величин, и поэтому объемный метод применяется довольно
редко.
Значительно большие возможности открываются при использовании
«объемного метода» с целью анализа новейших вертикальных тектони-
ческих движений, в особенности крупноамплитудных движений молодых
горных стран, результаты которых можно достаточно точно охарактери-
зовать посредством карт, показывающих суммарную амплитуду новей-
ших поднятий и опусканий с помощью изобаз. В частности, большие
возможности для количественной характеристики объемов новейших
структур ( и движений) имеются для Кавказской области, для которой
мы располагаем картой новейшей тектоники в изобазах (см. рис. 3).
Подсчеты, произведенные на основе этой карты, позволяют сравнить
объемы масс, испытавших в неотектонической стадии поднятия и опуска-
ния; по аналогичным картам изобаз, изображающим вертикальные дви-
жения для отдельных фаз неотектонической стадии, можно получить
цифры, характеризующие в объемном выражении изменения в соотно-
шении поднятий и погружений в Кавказской области, имевшие место в
ходе неотектонической стадии.
Методика вычисления объемов достаточно проста. Объемы (подня-
тий и опусканий) определяются умножением площади того или иного
участка земной коры на среднюю амплитуду вертикальных движений,
которые этот участок испытал за неотектоническую стадию. Следует ого-
вориться, что полученные таким путем цифры объемов поднятий и опу-
сканий, строго говоря, будут справедливыми лишь в том случае, если
участки земной коры, характеризующиеся подобными вертикальными
движениями, не испытали в неотектонической стадии горизонтального
сокращения или расширения, т. е. не подверглись сжатию или растяже-
нию. Доказать этого мы не можем, и даже, напротив, располагаем не-
которыми данными, свидетельствующими об изменении площади отдель-
ных участков Кавказской области (например, о сокращении площади
в зонах развития чешуйчатых надвигов в осевой зоне Среднекуринской
впадины). Кроме того, имеются зафиксированные геодезическими мето-
дами факты, свидетельствующие о современных существенных горизон-
тальных смещениях в некоторых молодых горных областях (например,
Японские острова, Копет-Даг). Однако мы полагаем, что возможная
площадь горизонтального сокращения и расширения отдельных участков
Кавказа, испытавших в новейшей стадии поднятия или опускания, зна-
чительно (по крайней мере, на порядок величин) меньше их современ-
ной площади, и поэтому горизонтальные движения не могут существен-
но исказить результаты подсчета объемов новейших поднятий и
опусканий.
Вычисление объемов новейших поднятий и опусканий производилось
для отдельных крупных зон и районов Кавказской области, характери-
зующихся общностью направленности и отчасти амплитуды новейших
вертикальных движений. Принятое неотектоническое районирование по-
казано на рис. 81. Область, для которой производились подсчеты,
27 0731
417
СЕВЕРНОЕ (платформенное)
НРЫЛО КУБАНСКОГО ПРОГИБА
КУБАНСКИ^'
СТАВРОПОЛЬСКОЕ
ПОДНЯТИЕ
ПРОГИБ
ншнтпием
НУРИНСНИИ
ПОЛНЯ ТИЕ
МЕЖГОРНЫЙ 0
КАВКАЗА
'ТАЛЫШСКОЕ ,
ПОДНЯТИЕ
ДЗИРУЛЬСКОЕ
ПОДНЯТИЕ
застойно-кпАкскик
г,та6ропольсни
РИПКСНИИо
МЕЖГОРНЫЙ ПРОГИБ О о
0 о^ППОГИБ 0 °
МАНЫЧСКИЙ ПРОГИБ
(6 расчетах объединен со
Стаброполосним поднятием)
ТАМАНСКАЯ
ПЕРИКЛИНАЛЬНАЯ ЗОНА
(6 расчетах обвединена
г кубанским прогибом)
(платформенное). К}
'НАСПИЙСНОГО 'ПРОГИБА
АРАКСИНСКИИ
МЕЖГОРНЫЙ против
АЯШ°Р0Н0‘Н0БЬ1СГАНСНАЯ
ПЕРИНЛИНАЛЬНАЯ
ЗОНА
(6 расчетах
объединена
С НуриисниМ
прогибом)
Рис. 81. Схема неотектоинческого рай-
онирования, принятого при количе-
ственных подсчетах площадей и объе-
мов новейших структур Кавказа. Со-
ставил Е. Е. Милановский
/—области с преобладанием интен-
сивных новейших воздыманий; 2 — то
же, слабых и умеренных воздыманий;
3 — области с ничтожной амплитудой
новейших воздыманий и опусканий;
4 — области слабых и умеренных но-
вейших опусканий; 5 — области с
преобладанием интенсивных новейших
опусканий
ограничена на севере линией Маныч — низовья Кумы, на юге — госу-
дарственной границей СССР с Турцией и Ираном, на западе — берега-,
ми Азовского и Черного морей, на востоке — берегом Каспийского мо-
ря. Для каждого района вычислялась площадь и средняя амплитуда
новейших поднятий или опусканий. Для удобства подсчетов вся террито-
рия Кавказа на карте неотектоники в изобазах была разделена на клет-
ки, соответствующие планшетам масштаба 1 : 50 000, площадь каждого
из которых с некоторым округлением принималась равной 400 км2. Для-
каждого планшета устанавливалась средняя амплитуда поднятий или
опусканий, а затем как среднее арифметическое из полученных ампли-
туд вычислялась средняя суммарная амплитуда поднятий или опусканий
для каждого выделенного района. Объем поднятий (опусканий) для це-
лого района определялся умножением его площади на среднюю ампли-
туду новейших поднятий (опусканий). Объем поднятий (опусканий) для
таких крупнейших зон, как Большой Кавказ, Закавказская депрессия
и т. д., устанавливался суммированием объемов поднятий (опусканий)
всех районов, входящих в данную зону.
Результаты вычислений, обобщенные по наиболее крупным зонам,
представлены на табл. 9 и диаграммах (рис. 82). Как видно из таблицы,
в пределах наземной части Кавказской области поднятия в неотектони-
ческой стадии преобладают над опусканиями. Площади районов, испы-
тавших суммарное воздымание и погружение, относятся примерно как
1,1:1, средние амплитуды их вертикальных движений — как 1,6:1, а
объемы поднятий и опусканий — как 1,73 : 1. Следует отметить, что в те-
чение предшествующей — раннеорогенной стадии развития Кавказа
(олигоцен — средний сармат) погружения по своим площадям и особен-
но амплитудам и объемам здесь еще резко преобладали над поднятия-
ми. Если проанализировать соотношения поднятий и опусканий по от-
дельным фазам новейшей (позднеорогенной) стадии, то мы увидим
последовательное возрастание роли поднятий (по всем трем показате-
лям): в первой фазе (поздний сармат — средний плиоцен) поднятия и
опускания были примерно равноценными или последние еще несколько
превышали величину поднятий, а в третьей (антропогеновой) фазе пре-
обладание поднятий становится подавляющим. Этот процесс последова-
тельного увеличения роли поднятий в ущерб погружениям хорошо выяв-
ляется из сравнения таблиц или диаграмм величин поднятий и погруже-
ний, аналогичных приведенным выше, но вычисленных на основании карт
изобаз вертикальных движений, составленных для трех отдельных фаз
позднеорогенной (неотектонической) стадии.
Если подсчитать площади, средние амплитуды и объемы новейших
структур не по продольным зонам, как было сделано выше, а по отдель-
ным поперечным сегментам, выделяемым во всех главных продольных
неотектонических зонах, то отчетливо выступит контрастность движений
в пределах Главного Транскавказского поперечного поднятия и относи-
тельно опущенных поперечных зон, прилегающих к Каспийской и Черно-
морской депрессиям. Сравнение количественных показателей вертикаль-
ных движений в пределах этих сегментов по отдельным фазам неотекто-
нической стадии наглядно показывает последовательное нарастание кон-
трастности движений в ходе этой стадии, расширение Транскавказского
поперечного поднятия, постепенное вовлечение в него соседних сегментов
(например, Верхне- и Среднекуринской впадин в зоне Закавказского про-
гиба) и оттеснение зон прогибания к западу и к востоку в стороны при-
легающих к Кавказу морей.
Рассмотренная выше картина соотношений новейших поднятий и
опусканий в Кавказской области существенно изменится, если принять
во внимание площади и объемы зон новейшего опускания в пределах
прилегающих к Кавказу акваторий Черного, Азовского и Каспийского
морей. К сожалению, мощности отложений, накопившихся в этих
27*
419
бассейнах за неотектоническую стадию, а соответственно — амплитуды и
объемы опусканий в настоящее время могут быть с удовлетворительной
точностью оценены по данным морского бурения и геофизики (главным
Рис. 82. Диаграммы количественных характеристик новейших движений [амплитуд (1),
образом, сейсморазведки) лишь для Азовского, некоторой части Каспий-
ского и небольших участков Черного морей. Для подавляющей же части
площади Черного моря и значительной части Каспийского мощности
новейших отложений и степень компенсированное™ погружения седи-
ментацией, а следовательно, и амплитуды и объемы новейших опусканий
остаются совершенно неизвестными и по этим вопросам высказываются
самые противоречивые гипотетические точки зрения, которые, естествен-
но, не могут быть приняты за основу для количественных расчетов.
Необходимо, однако, отметить, что было бы неправильно новейшие опус-
420
кания в пределах Черного, Каспийского и Азовского морей количествен-
но сравнивать только с новейшими движениями на территории Кавказа;
напротив, их следует сопоставлять и с движениями других прилегающих
областей альпийского пояса ((Крым, восточная часть Балканского по-
луострова, Турция, Иран), а также Скифско-Туранской и южной части
Русской платформы.
Произведенные подсчеты объемов новейших поднятий и опусканий
на территории Кавказской области дают также возможность попытаться
приблизительно определить объем вещества, удаленного денудацией в
течение неотектонической стадии с районов, испытывавших воздымание,
и сравнить его с объемом вещества, отложенного за это же время в при-
мыкающих к ним зонах опускания. Такое сравнение дало бы возмож-
ность проверить достоверность вычисленных объемов новейших подня-
тий, а следовательно, и принятых изобаз поднятий, так, как в случае
правильности принятых величин, мы получим приблизительное совпаде-
ние масс вещества, снесенного денудацией с поднятий и отложенного в
депрессиях, а в случае ошибочности принятых в расчетах амплитуд объе-
450 У поднятии
(в тысячах км3)
т 
300
250
200
150
100
50
О-
50
100 .
150
Большой
Кавказ
Малый
Кавказ
\ Талыш
Ставропольское
' поднятие и
Вост-кубан прогиб
Кубанский
Кубанский
Терский
Северные
платформ.
- крылья
краевых
прогибов
200
250
300
Терский
Осевые зоны и
южные крылья
краевых проги-
бав
V зон опусканий
Дзирульскии
выступ
Рионский
прогиб
Куринский
прогиб
Средне-
оаксинск
прогиб
Суммарный
объем зон
новейших
покрытий
Суммарный
объем зон
новейших
опусканий
площадей (II), объемов (III)] основных тектонических элементов Кавказа
ма воздыманий — объемы смытого с поднятий и отложенного в проги-
бах вещества будут резко различаться.
Объем вещества, снесенного денудацией с зон поднятий, можно по-
лучить, совместив карту изобаз новейших вертикальных движений с
гипсометрической картой Кавказа того же масштаба и произведя «гра-
фическое вычитание» величин изогипс рельефа из величин изобаз для
соответствующих участков зон поднятий (т. е. Большого и Малого
Кавказа, Ставропольского и Дзирульского поднятий). Эта весьма трудо-
емкая работа нами не производилась. Однако приблизительная оценка,
421
422
Количественная характеристика новейших вертикальных движений Кавказской области
Таблица 9
Районы		Максимальные амплитуды новей- ших вертикальных движений (в км)	Средние амплитуды но- вейших вертикальных движений (в км)		Площади, охваченные движениями одного знака (в тыс. км2)		Объемы неотектонических структур (в тыс. км6)	
			Поднятия	Опускания	Области поднятий	Области опусканий	Области поднятий	Области опусканий
Предкавказье	Ставропольское поднятие и средний, от- мерший участок зоны краевых прогибов Северные (платформенные) крылья предгорных прогибов: Кубанского Терско-Каспийского Осевые части и южные зоны прогибов: Кубанского Терско-Каспийского	+1.5 -1 -1 -2,5 -3	0,43	0,41 0,73 1,49 1,44	53,6	60,4 36,2 15,8 43,6	22,8	24.8 23,6 23,5 69,6
Предкавказье в целом			0,43	0,88	53,6	161,0	22,8	141,5
Поднятие Большого Кавказа		+3	2,57	—	116,6	—	299,0	—
Закавказская межгорная зона	Дзирульский выступ Рионский прогиб Куринский прогиб	+1,5 -3 -6	0,70	0,82 1.91	2,6	8,0 53.8	1,9	6,6 106,9
	Закавказская межгорная зона в целом		0,70	1,84	2,6	61,8	1,9	113,5
Малый Кавказ	Поднятие Малого Кавказа (без Талыша) Талышское поднятие Араксинский межгорный прогиб	+3,5 +2,5 + 1	1,81 1,50 1,50		61, 1 4,0 4,4		112,2 6.0 2,2	
	Малый Кавказ в целом		1,73		69,5		120,4	
	Кавказская область в пределах суши в целом	1,79	1,79	1,14	242,3	222,8	444,1	255,0
которую можно произвести путем совмещения неотектонических и гип-
сометрических профилей, построенных по одним и тем же направлениям,
показывает, что удаленные денудацией с поднятий объемы вещества
составляют около 1/3 части от объемов неотектонических поднятий.
Поскольку суммарный объем неотектонических поднятий в пределах
Кавказской области составляет 444 тыс. км3, суммарный объем масс,
удаленных в новейшую стадию денудацией с поднятий, можно ориенти-
ровочно оценить в 150 тыс. км3. Весь этот материал был переотложен
в депрессиях, окружающих Кавказ, которые заполнялись в течение нео-
тектонической стадии почти исключительно терригенными осадками.
Поскольку плотность размывающихся пород, главным образом мезо-
зойского и палеозойского возраста (в среднем 2,6), значительно больше
плотности верхнетретичных и четвертичных осадков (в среднем 2,0;
см. «Справочник геофизика», т. 1, 1960), состоящих из продуктов пере-
отложения этих размытых пород, постольку объем переотложенного в
депрессиях материала, очевидно, должен соответственно процентов на
30 превышать объем материала, смытого с поднятий и, следовательно,
должен составлять 195—200 тыс. км3. В действительности, благодаря
наличию в новейших толщах депрессий количества хемогенного, органо-
генного и туфогенного материала, переслаивающегося или перемешанно-
го с терригенным материалом, объем отложений, образовавшихся в основ-
ном за счет переотложения Кавказского материала, будет еще несколько
больше этой величины, т. е. должен превышать 200 тыс. км3.
В каких же депрессиях накапливался в течение неотектонической
стадии этот материал? За исключением ничтожной его доли, не вклю-
чавшейся в наши расчеты, которая поступала во внутригорные депрес-
сии типа Севанской, весь этот материал накапливался в краевых проги-
бах и межгорных прогибах Кавказской области, ныне находящихся в пре-
делах суши, а также в пределах впадин Каспийского, Азовского и Черно-
го морей. Все эти впадины, включая Черноморскую, в течение новейшей
стадии можно считать замкнутыми депрессиями, вынос материала из ко-
торых практически отсутствовал. Объемы материала, накопившегося в
краевых и межгорных прогибах, нам известны, объемы же материала,
заполнившего впадины морей — неизвестны. В питании этих депрессий
участвовал не только Кавказский материал, но и материал, приносив-
шийся из других областей. Какова же относительная роль кавказского
и не кавказского материала в заполнении этих впадин? Попытаемся ее
приблизительно оценить.
Наиболее велика роль Кавказского материала в заполнении Закав-
казских межгорных прогибов. В Рионском прогибе, где объем новейших
отложений составляет 6,6 тыс. км3, ее можно принять за 100%. В пита-
нии Куринского прогиба участвуют реки бассейнов Куры и Аракса.
Подавляющая часть материала, транспортируемого реками первого бас-
сейна, поступает с Большого и Малого Кавказа, во втором же бассейне
основная доля материлала (вероятно, около 3/4) поступает из Турции
и Ирана. Исходя из современной роли наносов, транспортируемых
р. Араксом, в общей сумме наносов Куро-Араксинского бассейна, состав-
ляющей около 35—40% (Лопатин, 1952), можно принять, что из общего
объема новейших отложений, заполняющих Куринский прогиб
(106,9 тыс. км3), на долю материала некавказского (южного) происхож-
дения приходится 30—35 тыс. км3, а на долю кавказского материала —
около 70—75 тыс. км3. Предкавказские прогибы — Терский и Кубан-
ский — заполнялись как за счет материала, сносившегося с Большого
Кавказа и Ставрополья, так и за счет материала, поступавшего с севера,
с Русской и отчасти Скифской платформ. В раннеорогенную стадию роль
северного источника сноса была подавляющей, в позднеорогенную же
(новейшую) стадию она постепенно уменьшалась, однако оставалась в
плиоцене еще весьма значительной. Достаточно указать, что еще в сред-
423
нем плиоцене материал северного происхождения достигал Апшеронско-
го полуострова. Условно можно принять, что роль материала северного
и южного происхождения в питании краевых прогибов в неотектониче-
ской стадии была примерно одинаковой, и, следовательно, из общего
объема отложений — 141,5 тыс. км3 на долю Большого Кавказа и Став-
рополья приходится около 70 тыс. км3.
Таким образом, общий объем новейших отложений, накопившихся в
депрессиях в основном за счет сноса материала с поднятий Кавказской
области (несколько более 200 тыс. км3), распределяется между краевыми
прогибами (70 тыс. км3) и межгорными прогибами (80 тыс. км3) в
пределах суши и современными впадинами Каспийского, Черного и Азов-
ского морей. На долю последних остается, следовательно, около 200—
(70 + 80) = 50 тыс. км3 или немногим больше. На первый взгляд ка-
жется, что полученная цифра объема материала, накопившегося в нео-
тектонической стадии во впадинах современных морей за счет сноса
с Кавказа, слишком мала, ибо, хотя мы не знаем точно средней ампли-
туды новейших погружений, средней мощности и общего объема осад-
ков, накопившихся в пределах акваторий нынешних морей за новейшую
стадию, этот объем, несомненно, гораздо больше чем 50 000 км3. Однако
в действительности здесь нет противоречия, ибо относительная роль
терригенного материала кавказского происхождения в заполнении Кас-
пийской и особенно Черноморской депрессий даже в настоящее время в
общем невелика, а в прошлом, несомненно, была еще значительно
меньше. Это положение вытекает из анализа количества вещества (твер-
дый сток и сток растворенных веществ), приносимого в настоящее время
реками в Черное, Азовское и Каспийское моря. Так, общая величина го-
дового стока твердых наносов и растворенных веществ, приносимых в
Черное море реками Советского Союза, составляет по Г. В. Лопатину
(1952) —71,5 млн. т; кроме того, в питании Черного моря принимают
участие р. Дунай с твердым стоком 83 млн. т (Самойлов, 1952) и реки
Болгарии и Турции, суммарный твердый сток которых, по-видимому,
составляет не менее 15—25 млн. т в год. Таким образом, общий сток на-
носов и растворенных веществ в Черное и Азовское моря составляет не
менее 170—180 млн. т в год. Из них на долю кавказских рек (исключая
Чорохи, подавляющая часть наносов которого происходит с территории
Турции, а не с Кавказа) приходится около 30 млн. т в год, т. е. не бо-
лее 16—17%.
Роль стока кавказских рек в питании терригенных материалом Ка-
спийского моря относительно больше, что вполне понятно, так как к
Каспийскому бассейну принадлежит значительно большая часть Кавка-
за, чем к Черноморскому. Суммарный сток наносов и растворенных ве-
ществ в бассейн Каспия с территории СССР составляет (Лопатин, 1952)
около 195 млн. т в год, а общий сток в Каспий с учетом рек Северного
Ирана, вероятно, близок к 220 млн. т в год. Из них на долю кавказских
рек приходится около ПО млн. т в год, или 50%, а за вычетом большей
части стока Аракса и некоторой части стока Куры, происходящего с
территории Турции и Ирана,— около 40%. При этом следует учесть, что
большая часть стока восточно-кавказских рек (особенно Терека, Кумы)'
не достигает Каспия, и поэтому их истинная роль в питании последнего
твердыми и растворенными веществами оказывается еще меньше.
В прошлом — в плейстоцене и особенно в плиоцене и конце миоце-
на — абсолютные количества сносимого с гор Кавказа материала и его
относительная роль в образовании терригенных осадков, отлагавшихся
в пределах современных акваторий Черного, Азовского и Каспийского
морей, были значительно меньше, чем ныне. Во-первых, в неогене и даже
в начале плейстоцена кавказские реки, несомненно, транспортировали го-
раздо меньше обломочного материала, чем ныне в связи со значительно
меньшими в то время высотами и площадями поднятий Кавказа и соот-
424
ветственно много меньшими площадями бассейнов питания кавказских
рек и уклонами их русел*. Во-вторых, большая часть этого материала
осаждалась в пределах Кубанского, Рионского, Терского и Куринского
заливов, ныне превратившихся в соответствующие низменности, и не до-
стигала акваторий современных морей. В-третьих, в питании терриген-
ным материалом Каспийского моря в плиоцене и отчасти в плейстоцене
в отличие от современного момента огромную роль играли среднеазиат-
ские реки (палео-Аму-Дарья и др.), дренировавшие Тянь-Шань, Памир,
Копет-Даг и др. В-четвертых, терригенный материал северного происхо-
ждения (с Русской платформы, с Урала) распространялся в прошлом
значительно дальше к югу и, как уже говорилось, еще в среднем плио-
цене достигал Апшеронского полуострова. Наконец, в-пятых, роль север-
ных рек в питании Черноморского и Каспийского водоемов в плейстоце-
не периодически резко возрастала в связи с таянием огромных масс
материковых ледников.
Все сказанное позволяет считать, что относительная роль Кавказ-
ских рек в питании смежных морей терригенным материалом и раство-
ренными веществами в течение всей неотектонической стадии в среднем
была в несколько раз, по крайней мере — вдвое-втрое меньше их
современной роли и составляла в питании Черного и Азовского морей —
не более 5—10%, а Каспийского — не более 15 — максимум 20%. Ес-
ли же относительная роль материала, смытого с Кавказа, в заполнении
ванн Каспия, Черного и Азовского морей в общем столь невелика, то и
объемы внесенного в них материала Кавказского происхождения не мо-
гут быть особенно значительными и вряд ли будут существенно превы-
шать полученную нами цифру порядка 50 тыс. км3. Таким образом, при-
нятую нами цифру объема вещества, удаленного денудацией с поднятий
Кавказской области и переотложенного в смежных прогибах, в первом
приближении удовлетворительной, а тем самым получаем подтвержде-
ние принятых амплитуд новейших поднятий Большого и Малого Кавказа.
К оценке объема вещества, удаленного денудацией с поднятий Боль-
шого и Малого Кавказа, можно подойти еще одним способом, а именно,
исходя из подсчетов средней величины эрозии для этих горных сооруже-
ний. Согласно А. В. Волину (1946), общий модуль твердого стока для
Большого Кавказа равен 1210 т/км* 2 в год (в том числе модуль по взве-
шенному твердому стоку — 758 по стоку растворенных веществ — 151, по
стоку влекомых донных наносов—152 и по переносимому селями —
150 т/км2 в год). При переводе наносов в коренные породы это даст
среднюю величину денудационного среза для всего Большого Кавказа,
равную 0,45 мм/год. Средняя величина современного денудационного
среза для Малого Кавказа — значительно меньше — около 0,12 мм/год,
а для вулканических нагорий Армении составляет всего 0,039 мм/год
(Габриелян, 1965). Механическая экстраполяция современной величины
денудации на всю позднеорогенную стадию, т. е. на 10 млн. лет дала бы
цифры порядка 4,5 км для Большого Кавказа и 1,2 км для Малого Кав-
каза. Однако такая экстраполяция, как было показано выше, является
совершенно неправильной и резко завышает истинную величину дену-
* Поэтому было бы совершенно неправильно определять объем смытого за нео-
тектоническую стадию с поднятий Кавказа материала, механически экстраполируя на
всю эту стадию, т. е. на 10 млн. лет, современный годовой сток всех кавказских рек,
составляющий примерно 140 млн. т. Эта масса материала при плотности 2,0 соответ-
ствует объему осадков 70 млн. м3, или 0, 07 км3 в год или 700 тыс. км3 за 10 млн. лет,
что в 3,5 раза превышает вычисленный выше суммарный объем осадков, которые
могли образоваться за счет размыва поднятий Кавказа (200 тыс. км3). Однако если
допустить, что в антропогене (500 тыс. лет) годовой сток наносов кавказских рек рав-
нялся современному, в позднем плиоцене (2 млн. лет) было меньше современного в
2 раза, а в конце миоцена — среднем плиоцене (7,5 млн. лет) — в 5 раз, то мы получим
суммарный объем осадков в 210 тыс. км3, т. е. очень близкий к той цифре 200 тыс. км3,
которая отвечает объему осадков, образовавшихся за счет размыва поднятий Кавказ-
ской области в позднеорогенной стадии.
425
дации. Если принять, как это было сделано выше, для оценки величины
стока наносов кавказских рек, что средняя скорость денудации в антро-
погене равнялась современной, в позднем плиоцене была в два раза мень-
ше, а в позднем сармате — среднем плиоцене в пять раз меньше совре-
менной, что является, по-видимому, завышенной оценкой интенсивности
денудации в неогене, то мы получим суммарную величину денудационно-
го среза за новейшую стадию, равную для Большого Кавказа 1350 л,
а для Малого Кавказа — 360 м.
В пересчете на площади этих горных сооружений объем материала,
удаленного с них за новейшую стадию, составит для Большого Кавказа за
1,35 X 117 000 = 158 тыс. км3, а для Малого Кавказа 0,36 X 70 000 =
= 25 тыс. км3, или 183 тыс. км3 для всего Кавказа. Эта цифра достаточ-
но близка к той величине суммарного объема вещества, удаленного в
новейшую стадию с поднятий Кавказа около 150 км3, которую мы при-
няли на основании сравнения карты изобаз новейших поднятий с гип-
сометрической картой Кавказа. Близость этих цифр, полученных исходя
из совершенно различных исходных данных, еще раз говорит о том, что
наши представления об амплитудах новейших вертикальных деформаций
и объемах новейших поднятий Большого и Малого Кавказа в принципе
правильно отражают реальные величины неотектонических движений в
Кавказской области.
Некоторые исследователи, например В. А. Растворова, предполага-
ют, с нашей точки зрения ошибочно, гораздо большую, чем мы, ампли-
туду новейших (послесарматских) поднятий Большого Кавказа — до
6—7 км и соответственно гораздо больший эффект денудации. Легко
рассчитать, что при таком допущении резко возрастает объем материа-
ла, снесенного с поднятий в депрессии. Если принять среднюю амплиту-
ду новейшего воздымания Большого Кавказа не в 2,5 км, а в 5 км, то
объем поднятия Большого Кавказа увеличится вдвое, т. е. достигнет
600 тыс. км3, а объем снесенного с Большого Кавказа денудацией мате-
риала возрастет в четыре раза и составит 400 тыс. км3, т. е. превысит
снос с Малого Кавказа (амплитуда новейшего поднятия, которого сомне-
ний не вызывает) приблизительно в 10 раз. Общий объем материала,
срезанного денудацией с поднятий Кавказа, составит тогда около
450 тыс. км3, а объем осадков, отложенных за счет его в смежных проги-
бах — почти 600 тыс. км3. Если учесть, что на заполнение краевых и
межгорных прогибов пошло около 150 тыс. км3, то на долю впадин морей
придется почти 450 тыс. км3, или в 9 раз больше, чем при поднятой нами
амплитуде новейшего поднятия Большого Кавказа. Это составляет около
2/3 того объема осадков (700 тыс. км3), который мы получили бы, эк-
страполируя на всю позднеорогенную стадию современный твердый и
растворенный сток в Черное, Азовское и Каспийское моря всех кавказ-
ских рек. Но во-первых, как уже говорилось, сток наносов кавказских
рек в неогене был в несколько раз меньше современного, а, во-вторых,
большая, даже подавляющая масса этих наносов поглощалась в неогене
и даже в течение значительной части антропопена предгорными и межгор-
ными прогибами Кавказа и не достигала акваторий современных морей.
Отсюда очевидна явная ошибочность допущений о подобной (порядка
5 км) средней амплитуде новейшего поднятия Большого Кавказа.
В заключение отметим, что приведенные выше расчеты следует рас-
сматривать лишь как первое приближение к количественной оценке
объемов и масс вещества, участвующих в тектонических движениях и
процессах денудации и аккумуляции в течение неотектонической стадии.
В недалеком будущем, когда успехи глубокого бурения и геофизических
исследований позволят выяснить структуру и мощности новейших отло-
жений на дне современных морей, проблема баланса вещества в неотек-
тонической стадии развития Кавказской области сможет получить более
полное и точное решение.
ЧАСТЬ ЧЕТВЕРТАЯ
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ
ИСТОРИИ КАВКАЗА
В ПОЗДНЕОРОГЕННОЙ
СТАДИИ
В этом заключительном очерке мы не стремимся дать полной, все-
сторонней и детальной картины истории Кавказа в течение позднеороген-
ной стадии, т. е. от позднего сармата до современности. Его задача —
наметить лишь наиболее важные, существенные черты развития текто-
нической структуры, магматизма и рельефа Кавказской области, а так-
же эволюции омывающих ее морских водоемов и климатических условий
на Кавказе.
ГЛАВА I
ТЕКТОНИЧЕСКИЕ
И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ, СУЩЕСТВОВАВШИЕ
В КОНЦЕ РАННЕОРОГЕННОЙ
СТАДИИ
Основным содержанием собственно-геосинклинального этапа аль-
пийского цикла тектонического развития Кавказа было длительное глу-
бокое погружение геосинклиналей Большого и Малого Кавказа, в начале
этапа широких и относительно однородных, а в дальнейшем все более
осложнявшихся рядом возрожденных и новообразованных внутренних
поднятий. К концу этого этапа все частные геосинклинальные прогибы
испытывают складчатость и замыкаются, объединяясь со смежными гео-
антиклинальными поднятиями в единые обширные сложно построенные
зоны поднятий — мегантиклинории Большого и Малого Кавказа. Время
этого важнейшего перелома в геологической истории Кавказа устанав-
ливается несколько условно, поскольку на Большом и Малом Кавказе
зародыш будущего мегантиклинория — его осевая зона — существовала,
начиная с верхней юры, но окончательное отмирание флишевых прогибов
на южном склоне падает на конец эоцена. На Малом Кавказе последние
реликты геосинклинальных прогибов отмирают в раннем — среднем оли-
гоцене. Таким образом, мегантиклинорий Малого Кавказа возникает
несколько позднее, чем мегантиклинорий Большого Кавказа.
Основным процессом следующего — орогенного этапа альпийского
цикла является воздымание и разрастание по площади обширных зон
поднятия, возникших на месте геосинклиналей Большого и Малого Кав-
каза, а также прогибание обрамляющих их с разных сторон компенса-
ционных прогибов — краевых и межгорных, и заполнение их терриген-
ными молассовыми толщами. На первой стадии этого этапа, охватыва-
ющей олигоцен (на юге Малого Кавказа — верхний олигоцен) и большую
часть миоцена (до среднего сармата включительно) темп воздымания
поднятий Большого и Малого Кавказа был весьма умеренным; воздыма-
ние их в общем приблизительно компенсировалось денудацией, и поэто-
му на большей части площади обоих складчатых сооружений существо-
вал относительно низкий рельеф денудационных равнин с отдельными
429
участками низкогорий в осевых зонах, а на Большом Кавказе — кое-где
очень небольшие пятна среднегорного рельефа; максимальные отметки
вершин над уровнем моря нигде не превышали 700—1000 м, а, как пра-
вило, составляли не более 300—500 м. Вплоть до начала позднего сар-
мата в пределах обоих сооружений протекали процессы планации рельефа
и формировались обширные пенепленизированные поверхности, прекрас-
но сохранившиеся на обширных пространствах северо-восточной и осевой
зон Малого Кавказа. Эти поверхности имеют в основном эрозионное про-
исхождение, а в своих периферических частях переходят в абразионные
равнины, о чем свидетельствуют приуроченные к ним останцы прибреж-
но- и мелководно-морских кйранганских, конкских и сарматских отло-
жений на разных участках Большого и Малого Кавказа. Низкогорные
гряды и останцы возвышенностей, поднимавшихся над этими денудаци-
онными равнинами, также несли отдельные участки более древнего вы-
ровненного рельефа. Эти возвышенности в основном были приурочены
к зонам, испытывавшим более интенсивное дифференциальное воздыма-
ние и отчасти к участкам развития более жестких, устойчивых к денуда-
ции пород. В условиях субтропического климата в среднем и позднем
миоцене на Большом и Малом Кавказе происходило формирование коры
выветривания. Поднятие Большого Кавказа в миоцене (до средины
сармата) представляло собой длинный остров шириной от нескольких
десятков до сотни километров. Поднятие Малого Кавказа было выра-
жено в виде крупного, выдававшегося к северу полуострова с причудли-
во извилистой береговой линией, образующей, в частности, глубокий и
узкий залив, проникавший в глубь Малого Кавказа со стороны Курин-
ской и Нижнеараксинской впадин, через Среднеараксинский прогиб до
Ереванской и Севанской впадин. Мало-Кавказский полуостров являлся
частью более обширного массива суши, занимавшего значительную часть
Малой Азии. В отдельные моменты некоторые восточные участки Мало-
Кавказского полуострова отделялись от него узкими проливами, прев-
ращаясь в самостоятельные острова.
Краевые, переклинальные и межгорные прогибы обрамлявшие со
всех сторон поднятие Большого Кавказа и отделявшие его от поднятия
Малого Кавказа, заполнялись песчано-глинистыми и частично глинисто-
мергельными (в миоцене) осадками с общим преобладанием глин. По-
давляющая часть терригенного материала поступала в краевой Пред-
кавказский и периклинальные прогибы Большого Кавказа с севера, из
области поднятия, располагавшейся в пределах Русской и, может быть,
некоторых участков Скифско-Туранской платформы; значительно меню
шая часть материала приносилась с Больше-Кавказского острова. В За-
кавказские межгорные прогибы обломочный материал сносился с под-
нятий Большого и Малого Кавказа, а также с ряда островов, существо-
вавших в пределах Грузинского и Азербайджанского срединных масси-
вов, в центральных частях нынешних Рионской и Нижнекуринской впа-
дин, Окрибо-Сачхерского и Дзирульского выступов. На отдельных уча-
стках краевых и межгорных прогибов в некоторые моменты отмечается
вынос песчаного и реже галечного материала с поднятий Большого и Ма-
лого Кавказа. Черноморско-Каспийский бассейн, являвшийся одним из
звеньев системы Паратетиса, в отдельные моменты обладал ограничен-
ной связью с Средиземным морем и почти нормальной соленостьу^^в
тарханском и конкском веках), в другие же моменты представ^^^^ИИ
обширный замкнутый, в той или иной мере опресненный^^Цщтипа
озера-моря.
В разветвленной системе полуизолированных в .оемов, существо-
вавших в южной части Малого Кавказа и обладавш' /весьма затруднен-
ной и прерывавшейся связью с Каспийским б? . ином и бассейнами
Восточной Анатолии и Северо-Западного Иран (Нахичеванская, Ок-
темберянская, Ереванская, Севанская впадины) услових наиболее жар-
430	'
_____________________________________I
кого и засушливого климата происходило накопление терригенных и
хемогенных лагунных осадков, свидетельствующих о неоднократных из-
менениях гидрологического режима от почти полного опреснения до
крайнего осолонения, приводившего к садке поваренной соли.
В раннем, и более заметно в среднем сармате, на отдельных участ-
ках Кавказской области отмечаются некоторые признаки усиления ин-
тенсивности воздымания и расширения площади поднятий, особенно в
зоне Транскавказского поперечного поднятия. На Малом Кавказе, после
значительного перерыва, продолжавшегося в одних зонах с раннего мио-
цена, а в других — с олигоцена, происходят первые, пока еще незначи-
тельные, вспышки наземной вулканической деятельности.
ГЛАВА II
ПЕРВАЯ ФАЗА
ПОЗДНЕОРОГЕННОЙ СТАДИИ
(ПОЗДНИЙ САРМАТ —СРЕДНИЙ
ПЛИОЦЕН)
Позднесарматское время представляет важнейший переломный мо-
мент в истории геологического развития и рельефа Кавказа; в это время
начинается резкое усиление воздыманий сооружений Большого Кавказа,
а также северной и северо-восточной зон Малого Кавказа. Некоторое
поднятие местами происходит уже на рубеже среднего и позднего сарма-
та, вскоре сменяясь новым небольшим погружением (?). В результате
на ряде участков периферии Большого Кавказа и юго-западного крыла
Малого Кавказа (Нахичеванская впадина) верхний сармат лежит транс-
грессивно, а местами даже со слабым угловым несогласием на среднем
сармате и более древних образованиях. Осадки верхнего сармата во
многих районах Кавказа характеризуются заметным погрубением по
сравнению с нижележащими отложениями и присутствием в перифери-
ческих зонах краевых и межгорных депрессий, прилегающих к Большому
Кавказу, обильного песчаного и галечного материала, указывающего
на интенсивный размыв только что возникшего в результате быстрых
поднятий горного рельефа. Вместе с тем сильно возрастает скорость
компенсационного погружения зон краевых и межгорных прогибов, при-
легающих к Большому и Малому Кавказу, в результате чего мощности
верхнего сармата во многих участках прогибов оказываются значительно
(иногда в несколько раз) большими, чем мощности нижнего и среднего
сармата. Так, например, в Терском прогибе они достигают 1000—1200.М.
Зоны максимального погружения в позднем сармате несколько расширя-
ются и оттесняются в сторону от поднятия Большого Кавказа. Роль
Большого Кавказа в питании краевых прогибов обломочным материа-
лом по сравнению с ранним и средним сарматом значительно возрастает,
однако северный (платформенный) источник питания сохраняет еще свое
важное значение, особенно для северных (платформенных) крыльев
прогибов.
Раньше всего признаки усиления размыва фиксируются в централь-
ной части Кавказа, прилегающей к полосе Транскавказского поперечного
поднятия, и затем распространяются к западу и востоку. Так, на пери-
ферии Юго-Восточного Кавказа они проявляются лишь во второй поло-
лине позднего сармата. Рост поднятий и увеличение сноса обломочного
материала приводят к существенным палеогеографическим изменениями
в зонах предгорных и межгорных депрессий: вследствие того, что ско-
рость аккумуляции превышала темп погружения, а также вследствие
некоторого расширения площади поднятий, особенно в зоне Транскав-
431
казского поперечного воздымания, береговая линия бассейнов начинает
в ряде мест отступать от растущих горных сооружений и возвышеннос-
тей. Наиболее резко это проявляется в Закавказской межгорной зоне.
Поднятия в Окрибо-Сачхерской зоне и на Дзирульском выступе приво-
дят к отмиранию проливов, разделявших эти острова и отделявших их
от массивов суши Большого и Малого Кавказа. В результате осушения
Рача-Лечхумского прогиба первая из этих зон прнчленяется к сооруже-
нию Большого Кавказа, а Дзирульский выступ превращается в попереч-
ную перемычку, связывающую его с сооружением Малого Кавказа. Тем
самым, единый Закавказский прогиб (или пролив, в палеогеографиче-
ском смысле) распадается на два залива — Рионский на западе и Ку-
ринский на востоке. В течение позднего сармата море полностью выте-
сняется сперва из узкого западного (Верхнекуринского), а затем и сред-
него (Среднекуринского) участков Куринского прогиба, в которые
сносится, главным образом с Большого Кавказа, огромное количество
терригенного материала, постепенно становящегося все более грубым
(нацхорская и эльдарская свиты). На этих площадях возникают обшир-
ные аккумулятивные озерно-аллювиальные, а по краям их — пролюви-
альные предгорные равнины.
В Центральном Предкавказье в воздымание втягиваются южная
часть Ставропольского поднятия (Невинномысская антиклинальная зо-
на) и Минераловодский выступ, и сообщение между Черноморским и
Каспийским бассейнами сохраняется теперь через единственный пролив
в районе северного Ставрополья и Маныча. Существовавший в начале
позднего сармата Восточно-Кубанский залив к концу его постепенно осу-
шается, превращаясь в континентальную аккумулятивную равнину.
Кайма пролювиальных подгорных равнин возникает и постепенно рас-
ширяется также вдоль Юго-Западного борта Терского прогиба.
На территории осевой зоны Центрального и Восточного Кавказа
в результате интенсивного поднятия образуется полоса среднегорного
рельефа, вероятно, с высотами до 1—1,5 км. Периферические зоны, пред-
ставлявшие до этого денудационные равнины, приобретают холмисто-
низкогорный рельеф.
На Малом Кавказе поднятия, начавшиеся еще в среднем, но уси-
лившиеся в позднем сармате, захватывали главным образом его север-
ную и северо-восточную часть — Аджаро-Триалетскую и Сомхето-Кара-
бахскую зоны, откуда в Рионский и Куринский прогиб сносится довольно
много обломочного материала; в первой из этих зон формируется, веро-
ятно, низкогорный рельеф, а во второй зоне, где в начале сармата уже
существовали пятна низкогорья,— возможно, появляются участки сред-
негорного ландшафта.
Напротив, в юго-западной и центральной зонах Малого Кавказа
поднятия были незначительными и охватывали далеко не всю площадь
(чередуясь с участками унаследованных погружений). Последние проис-
ходили как в отдельных внутригорных реликтовых впадинах, сохоанив-
шихся на месте палеогеновых геосинклинальных прогибов (Севанская,
Ереванская), так и во впадинах Среднеараксинского межгорного проги-
ба— Нахичеванской, Садаракской и Араратской (Октемберянской).
В этих полуразобщенных депрессиях в среднем и начале позднего мио-
цена накапливались песчано-глинисто-мергельные осадки; резкие изме-
нения гидрологического режима в разветвленной сети лагунных водоемов
в условиях колебаний влажности климата, приводили в некоторые мо-
менты к сильнейшему осолонению и садке гипса и каменной соли, в
другие — к сильному и даже полному опреснению и накоплению угле-
носных озерно-болотных осадков. В позднем сармате эти лагунные водо-
емы получили временную связь с Куринским заливом Понто-Каспийского
бассейна, и в пределы Нахичеванской и Ереванской (Нижнеразданской),
и, очевидно, лежащей между ними Садаракской впадины проникла бед-
432
ная верхнесарматская мактровая фауна, свидетельствующая, по-видимо-
му, об условиях сильного опреснения. По всей вероятности, эта фауна
мигрировала в них по системе проливов, существовавших в зоне совре-
менного нижнего течения р. Аракса или несколько южнее, к югу от Иран-
ского Карадага и Джульфинского поднятия — через Тебризскую и Ма-
ку-Хойскую впадины (?). Вероятно, близкие условия существовали в
Севанской и Октемберянской (Араратской) впадинах, в которых недавно
обнаружено присутствие сарматских остракод, а в Октемберянской впа-
дине— и верхнесарматских мактр (Габриелян, Толмачевский, 1965).
На западном побережье оз. Севан в самых верхах сарматских отло-
жений имеются слои с мембранипоровыми биогермами, гидробиями и
пр., которые, по нашему предположению, могут соответствовать самым
верхам сармата — капканскому горизонту. К северо-востоку от Севана,
в районе.г. Раздана известны трансгрессивно залегающие осадки, из ко-
торых наряду с конкскими неоднократно определялись остатки моллю-
сков нижнего мэотиса. Если подобная датировка отложений Севанского
и Разданского районов справедлива, то придется допустить, что помимо
указанного выше южного пути проникновения сарматской фауны, пре-
кратившего существование в конце сармата, оставался другой, более
северный путь — из Нижнеараксинской впадины через низовья Акеры и
Воротана к Севанской впадине и верховьям р. Раздана.
Судя по появлению пеплов в коррелятных морских осадках, с се-
редины (?) сармата на некоторых участках Малого Кавказа вновь про-
буждается вулканическая активность, а в позднем сармате, по-видимому,
уже происходят довольно интенсивные извержения. В Центрально-Ар-
мянской области — это преимущественно эксплозивные извержения кис-
лой пирокластики (трахилипаритовые санидиновые туфы и др.), а в При-
ереванском районе — также излияния отдельных потоков основых лав.
Возможно, что вулканическая деятельность проявлялась и в Ахалка-
лакской области.
Климат Кавказской области в позднесарматское время оставался
весьма теплым, на многих участках субтропическим: однако палеобота-
нические данные все же указывают на заметные изменения его по срав-
нению с ранним и средним сарматом. Уменьшение роли древесной хвой-
но-широколиственной растительности и увеличение значения травяни-
стых, в том числе, в некоторых районах Восточного Кавказа, ксерофит-
ных растений, указывает на расширение открытых ландшафтов (в ущерб
лесным), связанное с повышением сухости климата и в определенной
мере с понижением температуры. Вероятно, некоторая аридизация была
связана с характерной для позднесарматского времени регрессией мор-
ских водоемов и появлением климатических барьеров в виде хребтов
Большого и Малого Кавказа.
В мэотическом и понтическом веках в геологическом развитии Кав-
каза получают дальнейшее развитие основные тенденции, наметившиеся
в позднесарматское время: продолжается воздымание Большого и Мало-
го Кавказа, усиливается начавшаяся еще в сармате наземная вулкани-
ческая деятельность, в краевые и межгорные прогибы поступает все
больше грубообломочного материала, береговые линии заполнявших их
бассейнов все дальше оттесняются от разрастающихся поднятий. На об-
ширных участках этих прогибов, прилегающих к Центральному и Во-
сточному сегментам Большого Кавказа, а также к Малому Кавказу,
осадконакопление продолжается в континентальных условиях, а на не-
которых других — оно полностью прекращается. Прогрессирующий рост
главного Транскавказского поперечного поднятия приводит во второй по-
ловине понтического века к полному разрыву связей Черноморского и
Каспийского бассейнов.
Хотя в начале мэотиса и начале понта (и в юго-восточной части Кав-
каза — в середине понта) происходят частые трансгрессии Черноморско-
28 0731
433
Каспийского водоема, тем не менее в мэотис-понтическое время в целом
продолжается начавшаяся еще в позднем сармате регрессия, которая
достигает своего максимального проявления на рубеже нижнего и сред-
него плиоцена.
В Предкавказье в мэотисе и понте продолжается погружение крае-
вых (предгорных) прогибов, которые во все большей мере заполняются
молассовыми толщами Кавказского происхождения. В отличие от поздне-
сарматского времени, наиболее интенсивное погружение испытывает
западная часть Кубанского предгорного прогиба, в которой сохраняются
морские условия седиментации. Напротив, Восточно-Кубанский прогиб
постепенно отмирает, а в зоне перехода между ними образуется широкая
аккумулятивная равнина, где накапливаются аллювиальные, пролюви-
альные и озерные пестроцветные образования (армавирская свита и ее
аналоги). В поднятие вовлекается уже не только южная, но и централь-
ная часть Ставропольского свода, где начинает закладываться древняя
гидросеть. Однако периферические зоны Ставропольского свода времена-
ми, например в первой половине понта, перекрываются мелководным
морем. Но уже во второй половине понтического века прогрессирующее
воздымание зоны Транскавказского поперечного поднятия распростра-
няется на северную часть Ставрополья, Южно-Ергенинское поднятие и
разделяющий их Манычский прогиб, и связь между Черноморским и Ка-
спийским бассейнами надолго прерывается.
В Терско-Каспийском прогибе погружение в мэотисе, и особенно в
понте, было менее интенсивным, чем в позднем сармате, и уступало про-
гибанию Кубанского прогиба. Ось Терско-Каспийского прогиба заметно
сместилась к северу в зону нижнего течения Терека и юго-западную
часть Среднего Каспия, а юго-западная, внутренняя зона прогиба в той
или иной мере на разных своих участках испытала тенденцию к подня-
тию или осушению. В самой западной части этой зоны образовалась
предгорная аллювиально-пролювиальная равнина, где накапливались
грубообломочные отложения — продукты выноса с быстро растущих и
сильно размываемых Центральной и Восточной частей северного склона
Большого Кавказа. Восточный — Дагестанский участок зоны краевого
прогиба был приподнят, выключился из процесса седментации и стал
подвергаться складкообразованию. Постепенно усиливалось относитель-
ное поднятие и, по-видимому, начались складчатые деформации в зоне
современных Терского и Сунженского хребтов, Кусарский прогиб в мэ-
отисе был почти целиком осушен, а в понте погружение происходило
лишь в его южной прибортовой, Кубанской зоне*. Сооружение Большого
Кавказа испытывало в мэотис-понтическое время значительные поднятия,
вероятно, достигавшие в осевых зонах его Центрального и Восточного
сегментов 1 км; в этих районах к концу нижнего плиоцена высоты уве-
личились до 2—2,5 км.
На широком северном склоне Центрального и Восточного Кавказа
формировалась поперечная (консеквентная) гидросеть, на южном скло-
не — коленчатые в плане речные долины. Наиболее мощное поднятие
происходило в миоплиоцене в восточной части Центрального Кавказа,
лежащей в зоне Транскавказского поперечного поднятия; здесь к крыль-
ям сооружения Большого Кавказа причленились на севере Минерало-
водский выступ Скифской плиты, а на юге — значительно приподнятый
участок Грузинского срединного массива (Окрибо-Сачхерская зона и
Дзирульский выступ). На обоих участках сочленения Центрального
Кавказа с вовлеченными в воздымание смежными блоками пробуждается
магматическая активность: в Минераловодском районе происходит вне-
дрение субвулканических тел липарито-дацитового состава, а Окрибо-
* Отсутствие понтических отложений на ряде участков Терского и Кусарского
прогибов отчасти связано с их последующим размывом во время среднеплиоценовой
регрессии Каспия.
434
Сачхерском — небольшие извержения и субвулканические инъекции ба-
зальтов и андезито-базальтов несколько повышенной щелочности.
В сводовой части Центрального Кавказа и на западном участке Восточ-
ного Кавказа, возможно, формируются гранптоидные интрузии. Северо-
Западный и Юго-Восточный сегменты Большого Кавказа испытали в ми-
оплиоцене менее значительное поднятие, ступенчато убывавшее к окон-
чаниям этого сооружения. Однако постепенно в воздымание вовлекались
все новые поперечные участки Северо-Западного и Юго-Восточного Кав-
каза, а также их периферические зоны. Некоторые из этих зон на Юго-
Восточном Кавказе подвергались складкообразованию и испытывали
перемещения по надвиговым поверхностям, кое-где на его южном скло-
не, переходившие в гравитационные покровы и оползни. На последова-
тельно осушавшихся участках Юго-Восточного Кавказа, по-видимому,
первоначально закладывалась продольная гидросеть, план которой кон-
тролировался продолжающими свое развитие линейными складчато-раз-
рывными структурами. Области периклинальных погружений Большого
Кавказа — Таманская и Апшероно-Кобыстанская — испытывали опуска-
ния, сопровождавшиеся на некоторых их участках конседиментационным
складкообразованием. Некоторые их зоны (ступени), прилегавшие к со-
оружениям Горного Крыма и Юго-Восточного Кавказа, постепенно вы-
ключались из процесса интенсивного погружения (Западно-Керченская,
Шемахинская).
В Закавказском межгорном поясе существовали два разобщенных
прогиба — Рионский и Куринскнй.
В Рионском прогибе в мэотическом веке происходит существенная
тектоническая перестройка: если ранее, до позднего сармата включитель-
но, интенсивно прогибались его периферические зоны, прилегающие к
Большому и Малому Кавказу — Абхазо-Мегрельская и Гурийская, а
разделяющая их средняя — Колхидская зона испытывала относительное,
а местами даже абсолютное поднятие, то в мэотисе и понте она вовлека-
ется в мощные (до 2 км) погружения. На восточном участке Рионского
прогиба, прилегающем к полосе Транскавказского поперечного подня-
тия, погружения прекращаются, и он осушается. В Куринском межгор-
ном прогибе опускания в мэотисе — понте происходили лишь в относи-
тельно узкой зоне, занимавшей Верхнекуринский, осевую зону Средне-
куринского и северную зону Нижнекуринского ее сегментов. На Верхне- и
Среднекуринском участках существовали аллювиально-пролювиальные
и озерные межгорные равнины, где накапливались мощные (до 2 км)
континентальные толщи аллювиально-пролювиально-озерных отложений
глинисто-песчано-гале\ного состава (душетская и ширакская свиты).
Лишь в самую восточную часть Куринского прогиба, прилегавшую к
Юго-Восточному Кавказу, проникал залив Каспийского бассейна. С юго-
запада его, по-видимому, ограничивало располагавшееся в центре сов-
ременной Нижнекуринской впадины Ширванское поднятие, причленив-
шееся в мэотисе к поднятиям Малого Кавказа и Тылыша. Предталыш-
ский прогиб, к которому в сармате был приурочен самостоятельный
пролив, прекратил в мэотисе свое существование. Однако, если присут-
ствие морского нижнего мэотиса в районе г. Раздана на Малом Кавказе
подтвердится, мы должны будем допустить, что в раннем мэотисе
еще существовал залив, направляющийся от Южно-Каспийской впадины
к низовьям Аракса и далее на северо-запад, к Севану.
На Малом Кавказе в миоплиоцене происходили дифференцирован-
ные движения и мощные вулканические извержения. Наиболее интенсив-
ное воздымание (до 0,5—1 км) испытывали северо-западная и северо-
восточная часть Малого Кавказа — Аджаро-Триалетская зона (особенно
ее западный участок), поднимавшаяся по нескольким разломам взбро-
сового типа относительно Рионской и в меньшей степени относительно
Верхнекуринской депрессий и Дзирульского блока, и Сомхето-Карабах-
28*
435
ская зона. В этих зонах развивалась речная сеть поперечного и диаго-
нального направления. В центральной и юго-западной частях Малого
Кавказа поднятия были менее значительными и сочетались с погруже-
ниями отдельных впадин, унаследованных от сармата, как Севанская,
или возрожденных, как Акеринская.
Севанская впадина в раннем мэотисе, возможно, еще обладала в
течение короткого времени ограниченной связью с Каспийским водоемом,
но вскоре превратилась в проточное (?) полупресное или пресное озеро,
в котором отлагались ракушники, диатомиты и туфогенно-обломочные
осадки. С интенсивно поднимавшегося Шахдагского хребта в озеро сно-
сился грубый пролювиальный материал.
В Нижнеразданской (Ереванской) остаточной впадине, а также на
большей части Среднеараксинского межгорного прогиба абсолютные по-
гружения прекратились, и они были осушены. Возможно, погружения
продолжались лишь в западной части Октемберянской (Араратской)
впадины, заполнявшейся пресноводными осадками молассового типа
На ряде участков Среднеараксинского прогиба происходит складкооб-
разование.
Важнейшим явлением миоплиоценовой истории ЛАалого Кавказа
были мощные субаэральные извержения, охватившие юго-западную и
осевую зоны этой страны, где поднятия были незначительными — Ахал-
калакскую и Центрально-Армянскую вулканические области, а также
более западные части Армянского вулканического нагорья. В обеих об-
ластях преобладали эксплозивные извержения и эффузии андезитовой и
андезито-дацитовой магмы, продукты которых, частично переотлагавши-
еся лахаровыми потоками, образовали огромные накопления лав и ту-
фов и вулканических брекчий, объем которых на территории СССР до-
стигал 8—10 тыс. км3, а на всей площади Армянского вулканического
нагорья составлял не менее 25—30 тыс. км3. Столь грандиозные объемы
выброшенного на поверхность магматического материала делают весьма
вероятным предположение о компенсационном вулкано-тектоническом
проседании зон интенсивной вулканической деятельности.
По периферии вулканических массивов и в смежных депрессиях (Се-
ванская и др.) средние и умеренно кислые лавы и пирокластолиты за-
мещаются менее грубыми туфогенно-осадочными накоплениями. Одно-
временно на некоторых участках происходили излияния основных лав.
В конце миоплиоценового вулканической фазы формируются экстру-
зивные массивы, вулканы и изливаются короткие, но мощные потоки
наиболее кислых, липаритовых лав и обсидианов. Вдоль Юго-Западного
борта Малого Кавказа по его границе с Нахичеванской впадиной про-
исходят гипабиссальные интрузии и экструзии андезито-дацитовой
магмы.
Климат мэотического и понтического веков, хотя и отличался от
более жаркого и влажного климата сарматского века (особенно от кли-
мата раннего и среднего сармата), но оставался теплым (более теплым,
вероятно, в мэотисе), в приморских районах Закавказья — даже субтро-
пическим и умеренно влажным, о чем говорят количественно небольшие,
но широко распространенные в Куринской впадине и на Малом Кавказе
проявления углеобразования. Признаки арпдности и существования
засоленных лагун ощущаются лишь в позднепонтическое время (бабад-
жанский горизонт) на участке юго-восточного погружения Большого Кав-
каза. Очевидно, в отчленившемся к этому времени Каспийском бассейне
существовали наиболее аридные климатические условия.
Среднеплиоценовое время оставило относительно мало осадков в
Кавказской области: контуры Черноморского бассейна не на много выхо-
дили за пределы современного Черного моря (а на ряде участков, осо-
бенно в западной части, находились внутри его), а Каспийский бассейн
был даже гораздо меньше современного. Поэтому для суждения о сред-
436
неплиоценовой истории Кавказа мы располагаем значительно более
скудными, большей частью косвенными данными, чем о предшествую-
щих и последующих эпохах его неотектонического развития. Вместе с
тем средний плиоцен представляет весьма интересную и богатую собы-
тиями эпоху в истории Кавказа и вообще южных областей нашей стра-
ны. После разрыва связей между Черноморским и Каспийским бассей-
нами, который произошел во второй половине понтического века, их
дальнейшее развитие пошло весьма разными путями, что было связано
как с различиями их тектонического режима, так и с особенностями кли-
матических условий этих бассейнов. Возможно, что последний фактор
играл даже определяющую роль, поэтому о климате среднеплиоценового
времени надо сказать в первую очередь. Этот вопрос был недавно на
основе анализа большого палеоботанического, палеозоологического и
литолого-геохимического материала детально рассмотрен М. В. Мура-
товым (1964), выводы которого мы вполне разделяем. В Восточом При-
черноморье в среднеплиоценовое (киммерийское) время господствовал
очень теплый, даже жаркий климат. Температурный режим в киммерии
был, несомненно, наиболее высоким по сравнению с другими веками пли-
оцена. В юго-восточной части Причерноморья (Рионская впадина) кли-
мат был весьма влажным, субтропическим, что обеспечивало произра-
стание многочисленных вечно-зеленых форм растений.
В Северо-Восточном и Северном Причерноморье климат был очень
теплым и переменно влажным, что способствовало широкому развитию
процессов выветривания с образованием красноземов на поверхности
самых различных пород. Переотложенные продукты латеритного вывет-
ривания присутствуют в составе пестроцветных континентальных толщ
Азово-Кубанской впадины* и Степного Крыма. Размыв латеритной коры
выветривания и красноземов обусловил вынос в Черноморский бассейн
больших количеств железистых соединений в виде коллоидов и взвесей,
которые концентрировались в благоприятных географических условиях
густой сети мелководных заливов, проливов и лагун Керченско-Таман-
ской области, где формировались месторождения оолитовых железных
РУД-
Если в Западном Закавказье произрастали пышные леса из вечнозе-
леных и широколиственных форм, то в Западном и Центральном Пред-
кавказье широким распространением пользовались ландшафты саванн
с приречными зарослями.
Существенно иные климатические условия были в Восточном Закав-
казье. Литологические особенности краевых фаций продуктивной толщи
(донгуздыкской и ленгибизскоп) — гипсоносность, наличие отложений
временных потоков (конгломерато-брекчий, суглинки и пр.) свидетель-
ствуют об обстановке жаркого, аридного, а по мнению некоторых авто-
ров, даже пустынного или полупустынного климата.
Погружение Южно-Каспийской впадины в среднем плиоцене было,
по-видимому, значительно более интенсивным, чем Черноморской. В раз-
личных климатических и тектонических условиях режим Черноморского
и Каспийского бассейнов был также резко различным.
Контуры киммерийского озера-моря в его восточной (кавказской)
части очень незначительно сократились по сравнению с понтическим бас-
сейном (более резкая регрессия имела место в Северном Причерномо-
рье) .Киммерийский бассейн по своей палеогеографии, гидрологии и на-
селению является непосредственным преемником понтического. Бассейн
был слабосолоноватоводным. Уровень его был, по-видимому, близок
к уровню океана или располагался несколько выше его. К Кубанскому
заливу Киммерийского озера-моря примыкала обширная аккумулятив-
* В недавно опубликованной статье Н. Е. Митин (1964) неправильно характери-
зует пестроцветную континентальную плиоценовую формацию Азово-Кубанской впа-
дины как типичные отложения аридной зоны.
437

Рис. 83. Палеогеогра-
фическая схема Кас-
пийского и Черномор-
ского бассейнов для
среднего и начала
позднего плиоцена
(акчагыл)
1 — контуры средне-
плиоценовых бассей-
нов — Южно-Каспий-
ского бассейна нача-
ла балаханского века,
гипотетического Прн-
эльбурсского и др.;
2 — глубоковрезан-
ные среднеплиоцено-
вые речные долины
Каспийского бассей-
на, установленные;
3 —то же, предпола-
гаемые; 4 — контуры
среднеплиоценового
Черноморского бас-
сейна (киммерийского
и может быть ранне-
куяльницкого?); 5 —
акчагыльский бассейн
Каспня во время мак-
симальной трансгрес-
сии; 6 — наземные ак-
кумулятивные равни-
ны (аллювиальные,
дельтовые и пр.) ак-
чагыл ьско го времени:
7 — гипотетический
Черноморский бас-
сейн, одновозрастный
второй половине (?)
акчагыльского века
ная равнина, занимавшая северный склон и восточную часть Азово-Ку-
банской впадины. Терригенный материал в нее приносился как с Боль-
шого Кавказа и Ставропольской возвышенности, так и с Русской равнины
(в северную часть депрессии). Врезание долин кавказских рек, впадав-
ших в Киммерийский бассейн, было относительно неглубоким.
Совершенно иная обстановка существовала в Каспийском бассейне.
После отделения от Черноморского бассейна размеры Каспийского озе-
ра-моря в позднем понте (бабаджанский горизонт) в целом значительно
сократились главным образом за счет осушения северной платформен-
ной части понтического водоема. Однако в области юго-восточного окон-
чания Кавказа контуры его почти не. изменились. Сокращение площади
и некоторое понижение уровня было связано, очевидно, с превышением
испарения над поступлением вод в изолированный Бабаджанский бас-
сейн. Временно восстановившееся равновесие между притоком вод
и испарением было вновь нарушено на рубеже бабаджанского и бала-
ханского века, когда уровень Каспия вновь резко упал примерно до отме-
ток порядка — 500 м ниже уровня океана, а площадь водоема, сохранив-
шегося лишь в пределах современного Южного Каспия, сократилась
до размеров современного Аральского моря.
В связи с катастрофическим понижением главного базиса эрозии —
зеркала Каспия — реки, стекавшие в него с Русской равнины (палео-Вол-
га или палео-Кама и ее притоки), с Урала (палео-Урал), с гор Средней
Азии (палео-Аму-Дарья, палео-Мургаб), с Малого Кавказа (палео-Раз-
дан, палео-Воротан, палео-Дебед, палео-Храми и др.) и Большого Кавка-
за (палео-Чирахчай и др.), выработали себе Глубокие, местами каньо-
нообразные долины — ущелья, причем долины палео-Волги (палео-Ка-
мы), палео-Урала и палео-Аму-Дарьи оказались прорезанными на
несколько сотен метров ниже уровня океана (рис. 83).
Изложенные представления об огромном падении уровня Каспия в
начале среднего плиоцена, высказанные мной в докладе в МОИП в
1962 г. (Милановский, 1963), получили поддержку со стороны ряда ис-
следователей альпийского пояса (М. В. Муратов, 1964), Туранской пли-
ты (Р. Г. Гарецкий, 1964), а также гидрологов (Д. Д. Квасов, 1964).
Однако в объяснении причин этих событий мной первоначально была
переоценена роль тектонического фактора (стягивание вод Каспия в не-
большую, но глубокую Южно-Каспийскую ванну в результате ее очень
быстрого погружения), на что указал в своей недавней статье М. В. Му-
ратов (1964). Роль тектонического фактора (интенсивное погружение
Южной-Каспийской впадины), по-видимому, в основном сводилась к
подготовке глубоководной ванны, в которой мог разместиться сильно
сократившийся Каспий после огромного понижения его уровня. Однако
водная масса не просто переместилась из обширного плоского понтичес-
кого водоема в небольшую, но глубокую чашу, как я предполагал ранее,
но, несомненно, и сильно сократилась в своем объеме вследствие испа-
рения. Д. Д. Квасов (1964) показал, что падение уровня Каспия на
0,5 км в среднем плиоцене можно было бы объяснить даже в том случае,
если бы климат в ту эпоху не отличался от современного, при допущении,
что в Каспийский водоем поступало меньше речных вод (175 км3 в год),
чем в настоящее время (332 км3). Д. Д. Квасов считает это вполне веро-
ятным, поскольку современные бассейны верхней Волги и верхней Камы,
дающие большую часть жидкого стока Волги, в то время, видимо, не
принадлежали системе палео-Волги (палео-Камы). В этих условиях ис-
парение на акватории Каспия должно было резко превышать поступле-
ние воды, и равновесие могло восстановиться лишь после многократного
уменьшения площади водного зеркала.
В действительности климат в области среднеплиоценового Каспия
был не менее засушливым, но более жарким, чем современный, и пото-
му испарение с его площади происходило значительно интенсивнее, чем
439
ныне. Поэтому различия в величине жидкого стока в Каспий между сред-
неплиоценовой и современной эпохами могли быть несколько меньше,
чем предполагает Д. Д. Квасов.
Для нас здесь важно подчеркнуть, что в допущении столь гранди-
озного понижения уровня Каспия в продуктивное время, несмотря на
отсутствие подобных примеров на современной поверхности континентов
(если не считать Мертвого моря с отметкой зеркала — 277 м) нет ничего
невероятного ни с геолого-геоморфологической, ни с гидрологической
точки зрения*. До сих пор загадкой остается соленость бассейна продук-
тивной толщи. Остатки фауны, обнаруженные на его западной перифе-
рии, свидетельствуют о сильно опресненных или совершенно пресновод-
ных условиях ее обитания. Однако если связывать регрессию Каспия в
основном не с тектоникой, а с испарением большей части его вод, мы
неизбежно должны допустить (как это делает Д. Д. Квасов), что основ-
ная часть Каспийского бассейна испытала сильнейшее осолонение, ко-
торое явилось основной причиной гибели верхнепонтической (бабаджан-
ской) фауны. Остатки же моллюсков и остракод, находимые изредка в
прибрежных осадках балаханского бассейна, связаны с дельтово-эсту-
арными фациями и ничего не говорят о солевом режиме его внутренней
части.
Наибольшее понижение уровня Каспия имело место в самом начале
среднего плиоцена, когда и были выработаны глубокие долины рек Кас-
пийского бассейна, в том числе палео-Волги, которая протекала через
западную часть Среднего Каспия (вдоль тогдашней оси Терско-Каспий-
ского прогиба) и образовывала дельту в районе Апшеронского полу-
острова. В дальнейшем уровень водоема начал с некоторыми колебания-
ми повышаться, а площадь его расширяться за счет распространения
его вод в пределы восточной части Куринской депрессии (Нижнекурин-
ской впадины), Западно-Туркменской впадины, а в конце века продук-
тивной толщи, в сураханское время — в Кусарский прогиб и в область
Среднего Каспия (с этим было связано снижение роли северного источ-
ника питания обломочным материалом в районе Апшеронского полу-
острова, а затем и полное его прекращение), может быть, в осевую зону
Терского прогиба (более вероятно, однако, что так называемая «терская
пресноводная толща, подстилающая акчагыл в осевой части Терского
прогиба, представляет собой фацию нижнеакчагыльских отложений).
Повышение уровня и расширение балаханского бассейна приводило сна-
чала к ослаблению эрозии, затем к некоторому подпруживанию долин
Каспийского бассейна, к накоплению в них разнообразных континенталь-
ных образований и, наконец, к ингрессии вод Каспийского водоема. Но
заполнение этих долин в основном приходится уже на последующий,
акчагыльский век.
Погружение Южно-Каспийской впадины и прилегающих к ней про-
гибов в среднем плиоцене было исключительно интенсивным. Мощности
терригенных осадков продуктивной толщи на Апшеронской полуострове
и в Западной Туркмении достигают 2—2,5 км, а ее верхних горизонтов
в Кусарском прогибе и Нижнекуринской впадине— 1—2 км. В конце
среднего плиоцена начинается опускание в области современной котло-
вины среднего Каспия, куда перемещается ось Терско-Каспийского кра-
евого прогиба. В Среднекуринском и Терском прогибах среднеплиоцено-
вые осадки или отсутствуют, или маломощны (может быть, к ним отно-
сятся верхи ширакской толщи в первой и терская свита во второй зоне),
что связано, по-видимому, не столько с отсутствием погружений, сколько
с очень низким положением главного базиса денудации.
* Д. Д. Квасов показал, что разрыв связи с Эвксином мог обусловить падение
уровня Каспия па 500 м и многократное сокращение его площади вследствие испаре-
ния всего за 3000 лет (!). В действительности этот процесс происходил более дли-
тельно, по крайней мере в два этапа.
440
В Кубанском и Рионском прогибах, где седиментация контролиро-
валась гораздо более высоким уровнем киммерийского бассейна, накап-
ливались весьма мощные толщи: в осевой зоне Кубанского прогиба —
до 700—1000 м, а в центре Рионского прогиба (в Колхидской зоне) —
до 500 м. Краевые зоны Рионского прогиба и его восточная часть в сред-
нем плиоцене начинают выключаться из процесса погружения и вовле-
каться в поднятие.
В среднеплиоценовое время продолжаются начавшиеся еще в мио-
плиоцене складкообразовательные движения в ряде периферических
участков сооружения Большого Кавказа, в краевых и межгорных проги-
бах, а также в центральной зоне Малого Кавказа. Они происходили на
Большом Кавказе в пределах северного крыла Восточного Кавказа (от
Северной Осетии до Известянкового Дагестана), в Апшероно-Кобыстан-
ской переклинальной области (здесь, в частности, образовался в это
время наиболее крупный Баскальский тектонический покров) и в Гуда-
утской зоне Абхазии. В Терском краевом прогибе формировались и под-
вергались размыву складчатые структуры в зоне его юго-западного
борта (Приморская зона Дагестана) и Терско-Сунженской зоне. Начался
рост конседиментационных складок в Западно-Кубанском прогибе.
Развивались складчатые структуры в краевых зонах Рионского прогиба
и на западных (Карталинском и Ширакском) участках Куринского меж-
горного прогиба. В крупные пологие складки была смята миоплиоцено-
вая вулканическая серия Ахалкалакского и Центрально-Армянского
нагорий и озерно-пролювиальные отложения смежных с ними депрес-
сий. Однако в Севанской реликтовой внутригорной котловине, по-види-
мому, продолжалось относительное погружение и накопление озерных
осадков.
Вулканическая деятельность, мощно проявлявшаяся в течение мэо-
тиса и понта, вероятно, почти прекратилась или очень сильно ослабела.
Возможно, что в период складкообразования происходили экструзии и
субвулканические инъекции кислой магмы.
ГЛАВА III
ВТОРАЯ ФАЗА
ПОЗДНЕОРОГЕННОЙ СТАДИИ
(ПОЗДНИЙ ПЛИОЦЕН)
Позднеплиоценовое время (продолжительностью около 2 млн. лет)
в истории Кавказской области выделяется как особая фаза, отличаю-
щаяся рядом специфических черт тектонического развития, вулканизма,
палеогеографии и климата. Важнейшими событиями этой фазы были:
трансгрессии Каспийского бассейна — особенно обширная акчагыльская,
обусловившая значительное выравнивание массивов Кавказской суши в
начале позднего плиоцена, и менее обширная апшеронская; продолжа-
ющееся погружение западных и восточных участков поясов краевых и
межгорных прогибов и складкообразование в некоторых их зонах; ин-
тенсивное сводово-глыбовое воздымание и эрозионное расчленение Боль-
шого и Малого Кавказа; мощные вспышки наземного вулканизма в обо-
их этих сооружениях; первые горные оледенения в их пределах.
Позднему плиоцену отвечают в Каспийском бассейне акчагыльское
и апшеронское, а в Черноморском — куяльницкое и гурийское время.
Режим этих водоемов в позднем плиоцене, как и в среднем, оставался
резко различным, но соотношения площадей этих озер — морей и объе-
мов их водных масс весьма резко изменились: если размеры Черномор-
ского водоема в позднем плиоцене по сравнению со средним плиоценом
441
постепенно, незначительно уменьшались в куяльницкое и особенно в гу-
рийское время, то площадь и объем водной массы Каспия в начале позд-
него плиоцена — в акчагыльском веке увеличились во много раз по срав-
нению с бассейном продуктивной толщи и лишь несколько сократились
в апшеронской веке.
Уже говорилось, что на протяжении среднего плиоцена акватория
Каспия постепенно, с некоторыми колебаниями, расширялась. Однако в
начале акчагыльского времени произошла особенно значительная транс-
грессия этого замкнутого бассейна, и уровень его, вероятно, стал близок
к уровню океана. На западе залив Акчагыльского водоема проник в
пределы Среднекуринской межгорной впадины, почти достигнув окрест-
ностей Тбилиси; другой залив заполнил Кусарский, третий, самый об-
ширный — Терский краевой прогиб. В момент максимального подъема
уровня бассейна (во второй половине акчагыла?) трансгрессия проникла
через узкий Манычский прогиб (пролив) в западную более пониженную
часть Азово-Кубанской депрессии, о чем говорит присутствие таманских
слоев с акчагыльской фауной на Тамани и Сивашском побережье Во-
сточного Крыма. Однако в пределы современного Черного моря акча-
гыльский бассейн, по-видимому, не распространялся (см. ниже). Далее
к северу воды Акчагыльского озера-моря заполнили северную часть
нынешнего Каспия, впервые, после длительного перерыва, залили При-
каспийскую впадину и глубокими, причудливо разветвленными зали-
вами проникли по речным ложбинам системы палео-Волги (палео-Камы)
и палео-Урала, глубоко врезанными в предшествующее среднеплиоцено-
вое время. Непосредственному заполнению их водами Каспия предше-
ствовала эпоха подпруживания этих долин в начале акчагыла (и может
быть, частично в самом конце среднего плиоцена), когда в них накапли-
вались континентальные аллювиально-озерные осадки кинельской свиты.
Глубоко ингрессировал акчагыльский водоем и к востоку — в доли-
ны палео-Аму-Дарьи и ее притока палео-Мургаба, которые выявлены
бурением в южной части Каракумов и Мургабской впадине. Акчагыль-
ский водоем населяла богатая* фауна, обитавшая в условиях бассейна,
видимо, несколько более солоноводного, чем современный Каспий
(К- А. Али-Заде). Эта весьма своеобразная фауна сильно отличается как
от фауны открытых морских и океанических водоемов, так и от фауны
водоемов, существовавших в ранне- и среднеплиоценовое время в преде-
лах Каспия и Эвксина. Некоторым сходством, отмеченным впервые
Н. И. Андрусовым, обладает она лишь с фауной сарматского, особенно
среднесарматского бассейна; это дало основание ряду исследователей
(Н. И. Андрусов, М. М. Жуков, П. В. Федоров, А. А. Али-Заде) допу-
скать расселение ее из каких-то неизвестных нам реликтовых водое-
мов — «убежищ» (азалей), где она существовала, постепенно видоизме-
няясь с позднесарматского времени до начала акчагыла, когда благо-
даря подъему уровня Каспийского басейна этот «азиль» соединился с
последним. Судя по тому, что наиболее богатая акчагыльская фауна
обнаружена в самой западной части Туркмении, тогда как во всех ответ-
влениях акчагыльского бассейна (Куринском, Терском, Азово-Маныч-
ском, Волго-Камском, Уральском, Приаральском, Амударышском) фауна
беднеет и приобретает почти пресноводный характер, свидетельствующий
об эстуарных условиях, можно думать, что «азиль» находился побли-
зости от западного побережья Туркмении. Однако все попытки обнару-
жить такой «азиль» в пределах окружающей Каспийское море суши не
дали удовлетворительных результатов. Это относится, в частности, и к
последней попытке такого рода, предпринятой А. А. Али-заде (1961),
который допустил возможное существование «азиля» в области Араль-
* В настоящее время А. А. Али-Заде установлено в Западной Туркмении суще-
ствование более 200 видов акчагыльских моллюсков.
442
ского моря и низовий Аму-Дарьи. Бедность акчагыльской фауны этого
района свидетельствует о сильном опреснении и противоречит возмож-
ности расселения отсюда акчагыльских моллюсков.
М. М. Жуков (1946) и П. В. Федоров (1959) высказали предположе-
ние, что такой реликтовый водоем мог существовать где-то в пределах
современного Каспийского моря. Может быть, его следует искать на ка-
ком-то восточном участке современного Среднего Каспия, но значительно
более вероятно предположить возможность его существования в юго-
восточной или южной части Южного Каспия (Предэльбурсский бассейн),
не соединявшейся с позднего сармата с основным Каспийским водоемом.
С севера этот гипотетический реликтовый замкнутый Предэльбурсский
водоем мог ограничиваться субширотным параллельным Эльбурсу под-
нятием, которое находилось на юго-восточном продолжении структур
Талыша, ныне косо срезанных западным берегом Южного Каспия. Юго-
восточным окончанием этой гипотетической зоны поднятия, возможно,
является выступ древнего метаморфического основания в юго-восточном
углу Каспийского побережья, у Бендершаха. В пользу возможности рас-
положения «азиля» в самой южной части Южного Каспия (в зоне Пред-
эльбурсского краевого или межгорного прогиба) как будто свидетель-
ствует тот факт, что в наземной части этого прогиба на его южном кры-
ле, в восточной половине Иранского побережья Южного Каспия из-
вестны акчагыльские осадки, трансгрессивно налегающие либо на богато
фаунистически охарактеризованные отложения среднего сармата, либо на
согласно перекрывающие их пресноводные осадки (Саидов, Кучапин, Мо-
кни, 1959). Ни мэотиса, ни понта, ни отложений продуктивной толщи здесь
нет. Полного засоления, которое привело бы к гибели реликтовой после-
среднесарматской конхнлиофауны, этот гипотетический Предэльбурсский
водоем мог не испытать, так как, во-первых, он при своих небольших
размерах (близких к современным Балхашу или Иссык-Кулю) питался
водами многочисленных горных рек, стекавших с Эльбурса (в том числе
многоводной реки Сефидруд), а кроме того, судя по аналогии с совре-
менностью можно полагать, что он находился в зоне хотя и жаркого, но
влажного, гумидного (субтропического) климата, резко отличавшегося
от аридного климата основной части Каспийского бассейна. К сожале-
нию недостаточная изученность неогеновых отложений южного побе-
режья Каспия и отсутствие детальных батиметрических и геофизических
исследований в самой южной части (Иранской) Южного Каспия не да-
ют пока возможности решить вопрос о положении «азиля» с полной оп-
ределенностью. Однако мне представляется, что предлагаемая гипотеза
может более удовлетворительно ответить на вопросы, связанные с про-
исхождением акчагыльской фауны, чем другие, ранее высказывавшиеся
предположения.
Не менее сложным, чем происхождение акчагыльской фауны, вопро-
сом является источник вод, заполнивших Каспийский бассейн и вызвав-
ших грандиозную акчагыльскую трансгрессию. В решении этого вопроса
могут быть два направления. Первое из них — допущение проникновения
вод тем или иным путем из океанического или какого-либо связанного
с ним открытого морского бассейна. Но если это так, то непонятно, по-
чему вместе с этими водами не проникла в Каспий океаническая или
близкая к ней фауна, а расселилась фауна совсем другого типа? Скорее,
как мне кажется, источник этих вод надо искать внутри самого бассейна
питания замкнутого Каспийского водоема. Факторами, могущими обу-
словить расширение площади, повышение уровня и увеличение водной
массы Каспия в начале акчагыльского века, могли явиться увеличение
площади области питания рек Каспийского бассейна, главным образом,
в его северной части (район верховьев Камы и Волги), а может быть в
северо-западной части (палео-Дон или Ергень-река?) а также изменение
климата Каспийского и Черноморского бассейнов в сторону его похоло-
443
дания (по сравнению со средним плиоценом), которое с несомненностью
установлено для акчагыла и куяльника (см. ниже). Эти изменения кли-
мата должны были увеличить поступление вод в Каспийский водоем как
в виде речного стока, так и в виде атмосферных осадков и вместе с тем
уменьшить испарение с его поверхности *.
Апшеронский бассейн по своим размерам несколько уступал акча-
гыльскому, особенно в своей северной части (Прикаспийская синеклиза),
но также значительно превосходил современный Каспий. Регрессия меж-
ду акчагыльской и апшеронской трансгрессиями, по-видимому, была не-
значительной, так как в ряде разрезов отложения этих ярусов залегают
согласно. Происхождение апшеронской фауны, резко отличающейся от
акчагыльской, еще недостаточно ясно. В ее формировании намечаются
два этапа. Первый из них, раннеапшеронский, характеризуется сильным
опреснением Каспийского водоема, с которым связано крайнее обеднение
и видоизменение фауны, сохранившейся с акчагыла. Второй — среднеап-
шеронский этап связан с вторжением в Каспий фауны кардид и дрейс-
сензий «понтического типа», возможно, из бассейна, существовавшего в
области Черного моря, как это предположил впервые Н. И. Андрусов.
Конец апшеронского века был ознаменован новой, более значительной
(тюркянской) регрессией, приведшей к вымиранию значительной части
апшеронской фауны.
В Черноморском бассейне в начале позднего плиоцена — в куяль-
ницкое время происходит заметное сокращение водоема, особенно в его
северной части сменяющееся слабой трансгрессией (на отдельных уча-
стках Северного Причерноморья, например в районе Одессы,— неболь-
шой ингрессией). Куяльницкий бассейн (во всяком случае его доступные
изучению периферические участки) отличается от киммерийского замет-
ным опреснением. Примерно в середине акчагыльского века площадь
куяльницкого бассейна, первоначально образовывавшего залив в области
современного Азовского моря и низовьев Кубани, сократилась**; этот
участок потерял связь с основным Черноморским бассейном и частично
был осушен, а затем в его пределы проникли воды акчагыльского моря,
в связи с чем уровень водного зеркала здесь вновь повысился (время
накопления таманских слоев).
Черноморское озеро-море в результате регрессии куяльницкого во-
доема в конце акчагыльского — начале апшеронского века, возможно,
целиком оказалось внутри контура современного Черного моря. При
последующем новом расширении этого водоема в апшероне он опять
соединился с Азовским (пресноводным к тому времени) водоемом, а за-
тем получил временную связь через Манычский прогиб (пролив) с Кас-
пием, куда проникла из Черноморского бассейна и расселилась в начале
среднего апшерона пелециподовая Черноморская фауна. По-видимому,
связь Черноморского и Каспийского водоемов была непрочной и вскоре
прервалась. Дальнейшая стадия существования Черноморского бассей-
на — гурийская, вероятно, отвечающая второй половине апшерона — ха-
рактеризуется незначительной трансгрессией, зафиксированной в Рпон-
* Некоторые исследователи, например Н. Ф. Федорович (1952), Д. Д. Квасов
(1964), предполагают, что увеличение речного стока в Каспий в акчагыле было свя-
зано с поступлением в бассейн Каспия талых ледниковых вод в связи с акчагыль-
ским оледенением на севере Русской равнины. Однако если даже последнее имело
место (что отнюдь не доказано), оно не могло быть значительным по своим разме-
рам, а, следовательно, вряд ли могло вызвать трансгрессию, много большую, чем гля-
циоэвстатические трансгрессии в замкнутом Каспийском бассейне в четвертичное время.
** Весьма возможно, что этот залив соединялся с основным Черноморским озе-
ром-морем не в районе Керченского пролива, как ныне, а в районе Перекопского пе-
решейка, к югу же от Керчи и Тамани в куяльницко-акчагыльском, а может быть,
и в киммерийском веке, вероятно, существовал барьер, связывавший поднятия Гор-
ного Крыма и Северо-Западного Кавказа.
444
ском (Гурия, Колхида) и Азовском заливах (юго-западное побережье
Азовского моря). Фауна гурийского горизонта, по мнению А. Г. Эберзина
и Б. П. Жижченко, видимо, является автохтонной, т. е. представляет бо-
лее поздний продукт развития киммерийско-куяльницкой фауны, что бы-
ло бы трудно понять, если бы акчагыльский бассейн в таманское время
соединялся с основным Черноморским водоемом и акчагыльская фауна
расселилась бы в его пределах. Северо-западная мелководная часть ны-
нешнего Черного моря, начиная с конца куяльницкого времени и, веро-
ятно, до середины плейстоцена, была осушена.
Низкое стояние уровня замкнутого Черноморского водоема (вероят-
но, ниже уровня океана) на протяжении большей части позднего плио-
цена возможно связать с тем, что речной сток в него был значительно
меньше современного, так как воды ряда крупных речных систем (па-
лео-Дон, палео-Кубань, палео-Дунай), связанных с Азовским и Нижне-
дунайским бассейнами, лишь в отдельные моменты участвовали в пита-
нии Черноморского водоема.
В течение позднего плиоцена продолжалось интенсивное опускание
краевых и межгорных прогибов, обрамлявших сооружения Большого и
Малого Кавказа; вследствие восстановления нормального (т. е. близкого
к уровню океана) уровня Каспийского водоема и его глубокого проник-
новения в пределы Куринского и Терского прогибов на обширных пло-
щадях последних, подвергавшихся в среднем плиоцене эрозии, возобно-
вилось накопление терригенных морских отложений, переходящих близ
северного и южного бортов Большого Кавказа в грубообломочные песча-
но-глинистые континентальные, аллювиально-пролювиальные и частью
делювиальные накопления (свита верхних конгломератов или рухс-дзуар
в юго-западной части Терского прогиба, алазанская серия и ее аналоги
в северной части Среднекуринского прогиба). В ряде районов акчагыль-
ские отложения залегают резко трансгрессивно и несогласно на абра-
дированной поверхности разновозрастного субстрата. Акчагыльская
трансгрессия и связанное с ней значительное повышение главного базиса
денудации для большей части Кавказской суши — уровня Каспия — при-
вели к подпруживанию глубоких долин, выработанных в среднем плио-
иене; глубинная эрозия прекратилась и резко усилились процессы вы-
равнивания (планации) рельефа, которые после среднего сармата в пер-
вый (и последний) раз столь интенсивно протекали в акчагыльском веке.
Конфигурация краевых и межгорных прогибов в апшероне измени-
лась мало, но контуры их несколько сократились, особенно к концу ап-
шеронского века в связи с разрастанием поднятий Большого и Малого
Кавказа. Характерно, что в Верхнекуринскую впадину и впадины Арак-
синского межгорного прогиба ни акчагыльский, ни апшеронский бас-
сейны не проникали, так как эти впадины, хотя и продолжали испыты-
вать относительное погружение, но вместе с тем подвергались очень
слабому абсолютному поднятию, и поверхность их располагалась уже
выше уровня акчагыльского и апшеронского водоемов. Очевидно, в этом
сказывалось продолжающееся разрастание зоны Транскавказского по-
перечного поднятия, к восточному крылу которого они принадлежат. Не
менее четко ощущается разрастание этой поперечной зоны к западу;
о нем свидетельствует продолжающееся в течение позднего плиоцена
оттеснение в западном направлении восточной границы «бассейновых»
фаций в Кубанском краевом и Рионском межгорном прогибах. На боль-
шей части этих прогибов интенсивность погружения по сравнению с
ранним и средним плиоценом уменьшается, а в восточных частях оно
прекращается.
На ряде участков периферических и осевых зон краевых и межгор-
ных прогибов, а также периклинальных зон Большого Кавказа в течение
позднего плиоцена продолжается или начинается конседиментационное
445
складкообразование. Оно происходит, например, в Анастасьевско-Крас-
нодарской, Терско-Сунженской зонах краевых прогибов, в Рионской
впадине, в западной половине Ширакско-Аджиноурской зоны Куринско-
го прогиба, а также на некоторых участках Керченско-Таманской и Ап-
шероно-Кобыстанской периклинальных областей. На некоторых других
участках краевых прогибов, например Кусарской и Дагестанском, рост
складок почти прекращается.
Конфигурация краевых и межгорных прогибов изменилась не только
вследствие вовлечения отдельных их участков в поднятие, но отчасти
также в результате расширения этих прогибов. В зоне Терского краевого
прогиба с конца среднего —- начала позднего плиоцена происходило рас-
ширение его и смещение оси прогибания в северном и северо-восточном
направлении, т. е. в сторону от Большого Кавказа; выражением этого
процесса явилось заложение Среднекаспийской впадины, погружение
которой не вполне компенсировалось осадконакоплением.
В Куринском межгорном прогибе в позднем плиоцене мы видим об-
ратное явление: расширение его за счет вовлечения в погружение при-
мыкающих к нему зон Большого и Малого Кавказа — Алазанской и
Караязкой, на месте которых с конца плиоцена формируются узкие и
длинные наложенные впадины, заполняемые континентальными осадка-
ми. К югу от Алазанской впадины одновременно начинается воздымание
узкой приразломной Кахетинской зоны, представлявшей перед этим
часть Куринского прогиба, покрывавшуюся грубыми континентальными
молассами. В позднем плиоцене начинается опускание зоны южного кры-
ла северо-западной части сооружения Большого Кавказа; она погружа-
ется под воды Черного моря по системе ступенчатых разломов, под ост-
рым углом срезающей древние складчатые структуры Северо-Западного
Кавказа. Черноморская впадина расширяет свою площадь также за счет
поглощения отдельных участков складчатых сооружений Горного Крыма
на севере и Понта на юге.
За исключением южного крыла Северо-Западного Кавказа и Алазан-
ской зоны остальная, большая часть территории Большого Кавказа ис-
пытывает в позднеплиоценовое время поднятие. Наиболее интенсивным,
как и прежде, оно было в осевой зоне Центрального и Восточного Кав-
каза, где его амплитуда составила за это время до 1—1,5 км, а высоты
рельефа достигли к концу плиоцена местами 3—4 км. Таким образом,
на большей части своего протяжения Большой Кавказ в своей осевой
зоне представлял в конце плиоцена высокогорное сооружение. Парал-
лельно с его воздыманием, местами происходило его расширение за счет
вовлечения в слабое поднятие отмерших участков краевых и межгорных
прогибов (по периферии Центрального Кавказа) и Апшероно-Кобыстан-
ской периклинальной области (на южном крыле Юго-Восточного Кавка-
за). По-видимому, в это время усилилось воздымание на Сулакском по-
перечном участке южной зоны Терского прогиба (так называемое подня-
тие «Дагестанского клина»).
Воздымание Большого Кавказа было слабодифференцированным и
имело характер пологого свода, ограниченного и осложненного продоль-
ными и поперечными ступенчато расположенными разломами и флексу-
рами. Краевые участки сооружения получили пологий односторонний
наклон; наиболее наглядно это выражено на северном крыле Централь-
ного Кавказа, в Лабино-Малкинской зоне, мезо-кайнозойский комплекс
которой приобрел свою моноклинальную структуру в основном в поздне-
плиоценовое время. Складкообразовательные движения, даже в перифе-
рических зонах Большого Кавказа в позднем плиоцене почти полностью
прекратились и проявлялись лишь локально, в отдельных узких над-
разломных зонах (например, на восточном окончании Тырныаузской зо-
ны, к востоку от р. Чегем).
446
Рельеф Большого Кавказа, все больше расчленявшийся по мере его
воздымания в миоплиоцене и среднем плиоцене, в начале позднего пли-
оцена, как уже говорилось, подвергся некоторой планации; она вырази-
лась в расширении речных долин и заполнении их нижних и средних
участков (во внешних зонах горной области) довольно мощными аллю-
виальными толщами, сливающимися с верхнеплиоценовыми толщами
предгорных впадин. В условиях пологомоноклинальной структуры Лаби-
но-Малкинской зоны продолжается выработка рельефа куэст, разделен-
ных широкими пологими продольными эрозионными плоскодонными
депрессиями (Бичесынская или Североюрская депрессия к югу от куэсты
Скалистого хребта и др.); важно подчеркнуть, однако, что эти эрозион-
ные понижения не представляли собой продольных речных долин, как
считают некоторые исследователи (С. С. Кузнецов, Е. М. Беликовская),
а образовались в результате деятельности заложенных еще в миоплио-
цене поперечных речных артерий (что было показано в работах А. Е. Кри-
волуцкого и И. Н. Сафронова) за счет размыва их склонов и эрозионной
работы их притоков в зоне развития податливых к денудации полого-
залегающих песчано-глинистых пород лейаса и доггера.
Конфигурация некоторых долин испытала в позднем плиоцене пе-
рестройку (например, Черек Безингийский, ранее текший прямолинейно
в сторону Нальчика, повернул вследствие локальных подвижек земной
коры к востоку), некоторые другие в конце плиоцена были покинуты
(например, долина Ходского перевала), однако большая часть крупных
долин Центрального и Восточного Кавказа приобрела фиксированное
положение еще в период среднеплиоценового врезания и продолжала
в позднем плиоцене унаследованно развиваться. По мере усиления воз-
дымания, происходившего в течение акчагыльского и апшеронского ве-
ков, речная эрозия (в том числе глубинная) постепенно все усиливалась.
Однако густота эрозионного расчленения во многих районах Большого
Кавказа, несмотря на значительные высоты, еще существенно уступала
современной, и к концу плиоцена в пределах этого горного сооружения
еще сохранились довольно обширные реликтовые участки выровненного
рельефа, выработанного в миоценовое и отчасти в акчагыльское время.
На окончаниях Большого Кавказа по мере усиления их поднятия,
а на Юго-Восточном Кавказе — также разрастания в ширину вырабаты-
вались новые более низкие ступени лестницы опоясывающих их эрози-
онно-абразионных равнин. Вслед за Северо-Кобыстанской (Шемахин-
ской) из сферы погружения в конце плиоцена выключилась Южно-Кобы-
станская зона периклинальной области. Продолжалась перестройка
плана эрозионной сети с продольного на веерообразный.
хМалый Кавказ также испытал заметную планацию в начале поздне-
го плиоцена. На некоторых участках северо-восточных предгорий обра-
зовались абразионные равнины, перекрытые чехлом акчагыльских
осадков (Кировабадский район). Многие крупные долины, глубоко про-
пиленные в среднем плиоцене (Воротан, Акера, Дебед, Раздан и др.),
оказались подпруженными и стали заполняться вложенными в них
толщами осадочных (озерно-аллювиальных) и вулканических образова-
ний мощностью до нескольких сотен метров. В дальнейшем в связи с
усилением воздымания Малого Кавказа возобновилась глубинная эрозия
в долинах. Поднятие Малого Кавказа по сравнению с Большим Кавка-
зом носило гораздо более дифференцированный характер, представляя
сочетание ряда положительных сводово-глыбовых структур и тектони-
ческих депрессий мульдо- и грабенообразного типа, чередующихся как в
поперечном, так и продольном направлении. По сравнению с миоплиоце-
новой фазой значительно усилилось дифференцированное воздымание в
юго-западной вулканической зоне Малого Кавказа. Амплитуда поднятия
Малого Кавказа за поздний плиоцен измеряется цифрами порядка 0,5—
1 км. В осевой зоне Малого Кавказа продолжалось унаследованное от-
447
носительное погружение Севанской внутригорной впадины и началось
опускание аналогичных ей Ленинаканской и Памбакской впадин. Отно-
сительные опускания испытала Воротанская зона. В Среднеараксинском
межгорном прогибе локальное относительное опускание происходило в
его западной части (Араратская или Октемберянская впадина).
Во всех этих котловинах образовались или продолжали существо-
вать (в Севанской впадине) обширные пресноводные озерные водоемы,
в которых накапливались глинистые осадки, диатомиты, ракушники,
пески и туфогенно-обломочные отложения. Возобновилось погружение
в Нижнеакеринском и началось — в наложенном поперечном Нижне-
акеринском межгорном прогибе, разделяющем сооружения Большого
Кавказа и Талыша.
Важнейшей чертой позднеплиоценовой истории Кавказа были мощ-
ные наземные вулканические извержения; они впервые с огромной силой
охватили Центральную часть Большого Кавказа, а на Малом Кавказе
количественно лишь немногим уступали грандиозным извержениям ми-
оплиоценовой фазы. Вулканические извержения на Большом Кавказе
происходили в двух областях — Эльбрусской на Центральном наиболее
приподнятом участке северного крыла и в Казбекской — в осевой зоне
горного сооружения. В обеих областях они вспыхнули в акчагыле и
продолжались в апшеронской веке. Объем продуктов извержений в каж-
дой области достигал, а может быть, и превышал 1000 км2. В Эльбрус-
ской области они начались с извержений лав и пирокластики кислого
состава (дациты, андезито-дациты, липарито-дациты) и близких к ним
по времени излияний основных, андезито-базальтовых лав. Затем про-
изошли весьма кратковременные, но грандиозные извержения липарито-
вых туфолав и игнимбритов (Нижний Чегем, Верхний Чегем, Эльбрус),
сопровождавшиеся значительными вулкано-тектоническими проседания-
ми, и, наконец, после непродолжительной (?) паузы, новые излияния
андезитовых и дацитовых лав. В южном, Эльбрус-Кюгенском районе
извержения сопровождались гипабиссальными интрузиями кислой маг-
мы. В Казбекской области вулканическая деятельность выражалась в
многократных эксплозиях и эффузиях андезито-дапитовой магмы. В вы-
сокогорной зоне, где происходили извережения, продукты их быстро раз-
мывались агентами денудации, но выносились реками, временными пото-
ками и селями к северному подножию Большого Кавказа и захоронялись
в составе молассовой толщи рухс-дзуар в прилегающей к нему юго-за-
падной части Терского краевого прогиба.
На Малом Кавказе вспышки вулканизма имели место в тех же
Ахалкалакской и Центрально-Армянской областях, что и в миоплиоцене,
но не на всей их площади. В отличие от позднеплиоценовых изверже-
ний на Большом Кавказе, здесь происходили на этот раз преимуществен-
но излияния обширных и мощных потоков основных — базальтовых и
андезито-базальтовых лав, и лишь на некоторых участках (Абул-Сам-
сарская вулканическая гряда, Арагац, Араилер, Ишихлы) возникли мощ-
ные полигонные вулканы или цепи вулканов, извергавшие лавы и пиро-
кластику более кислого состава, вплоть до дацитового. На Арагаце, кро-
ме того, произошли первые извержения дацитовых туфолав и игнимб-
ритов.
Климат позднего плиоцена, по данным палеоботанических исследо-
ваний, проведенных в ряде районов Кавказа и омывающих его водоемов,
очень существенно отличался от жаркого климата киммерийского века;
он был в общем значительно прохладнее, что привело к почти полному
исчезновению субтропической вечнозеленой растительности даже в от-
носительно самой теплей и влажной зоне Кавказа — Рионской депрессии.
Детальное палинологическое изучение наиболее полных разрезов Гурии
и Абхазии (И. И. Шатилова) и района низовьев Терека (И. В. Маслова)
позволило выявить ряд фаз климатических колебаний, выражавшихся в
448
изменениях как температур, так и влажности. Весьма существенно,
что фазы значительного похолодания фиксируются на Восточном Кав-
казе как в апшероне, так и в акчагыле (начиная с «предакчагыльской»
терской свиты), а на Западном — начиная с куяльницкого века. Особенно
сильное похолодание (до температур значительно ниже современных)
.отмечено во второй половине куяльницкого века. В Западной Туркмении
фазам похолодания на Кавказе, по-видимому, соответствуют выявленные
палинологическим анализом (Е. А. Мальгина) зоны с лесными, в том
числе бореальными элементами, сопоставляемые с плювиальными цик-
лами Средней Азии (в частности, подобная зона установлена в среднем
апшероне).
В сочетании с горным рельефом Кавказа похолодания климата,
имевшие место в позднем плиоцене, создавали благоприятные условия
для периодического возникновения горных оледенений. 14меющиеся фак-
тические данные позволяют установить не менее двух верхнеплиоценовых
оледенений (Милановский, 1964, 1966). Вследствие меньшей расчленен-
ности высокогорных зон Большого и Малого Кавказа, чем ныне, эти
оледенения имели полупокровный характер. Первое оледенение на Боль-
шом Кавказе — эльбрусское, возможно, имело место в куяльницко-ак-
чагыльское время и может соответствовать, по-видимому, дунайскому
оледенению Альп. Второе, более значительное оледенение — чегемское,
проявилось, по всей вероятности, в апшеронское (скорее всего, средне-
апшеронское) время как на Большом Кавказе, так и на ряде высоко-
горных участков Малого Кавказа, где в качестве его отголоска могут
рассматриваться мощные подгорные шлейфы валунно-галечного пролю-
виально-флювиогляциального (?) материала, известные на склонах Сред-
неараксинской, Арпинской, Севанской и других межгорных и внутригор-
ных депрессий.
Позднеапшеронское и тюркянское время, с которым связано форми-
рование красноцветных толщ в Предкавказье (Лупарев, Волкова, Бе-
ликовская и др.), а также начало и максимум регрессии Каспия, по-види-
мому, характеризуются временным потеплением климата на Кавказе и
в пределах Каспийского бассейна.
ГЛАВА IV
ТРЕТЬЯ ФАЗА
ПОЗДНЕОРОГЕННОЙ СТАДИИ (АНТРОПОГЕН)
Последняя, самая короткая (0,5 млн. лет) и еще продолжающаяся
фаза позднеорогенной стадии развития Кавказа отвечает четвертичному
периоду, или антропогену. Различия в характере тектонических движе-
ний, вулканизма, палеогеографии и климатических условий между ан-
тропогеном и позднеплиоценовой фазой — в общем менее значительны
и резки, чем между последней и миоплиоценовой фазой. Тем не менее
с точки зрения каждого из этих критериев можно наметить ряд из-
менений, происшедших в антропогене по сравнению с поздним плио-
ценом.
Сооружения Большого и Малого Кавказа, а также зона Транскав-
казского поперечного поднятия продолжают дифференцированно возды-
маться (даже с несколько большей скоростью) и на ряде участков разра-
статься в ширину, а Большой Кавказ — также и по простиранию. Зоны
интенсивных погружений в краевых (предгорных) и межгорных проги-
бах еще более оттесняются к западу и к востоку от расширяющейся
полосы Транскавказского поперечного поднятия. Одновременно усили-
вается погружение субмеридиональной Каспийской депрессии и, возмож-
>/4 0731
449
но, Черноморской впадины, т. е. в целом в структуре Кавказской области
все больше выступает роль поперечных или точнее диагональных (вытя-
нутых в северо-северо-западном — восток-юго-восточном направлении}
зон поднятий и опусканий. Вулканическая деятельность ослабевает и про-
является хотя и в тех же районах, что и в позднем плиоцене, но на
меньшей площади, при этом на Малом Кавказе отмирает ряд магмати-
ческих очагов, поставлявших на поверхность кислую магму в поздне-
плиоценовое время. В середине антропогена прекращается существовав-
шая с конца миоцена полная изоляция Понто-Каспийского бассейна, и
Черноморский водоем вновь восстанавливает ограниченную связь со
Средиземным морем и Мировым океаном.
Продолжающийся рост сооружений Большого и Малого Кавказа и
прогрессирующее в целом ( с рядом колебаний), по крайней мере, до
середины плейстоцена ухудшение климата создавали благоприятные ус-
ловия для возникновения нескольких горных оледенений, вероятно, более
значительных, чем в позднем плиоцене. Периодическая смена оледенений
и межледниковий, по-видимому, приблизительно синхронных на Кавка-
зе и в области материкового оледенения Скандинавии и Русской равни-
ны, являлась главным регулятором колебаний уровней Каспийского и
Черноморского водоемов. Ритм этих колебаний, начиная со среднего
плейстоцена, когда восстановилось сообщение Черного моря со Среди-
земным, не совпадал: в Черном море повышения уровня и трансгрессии
(узунларская, карангатская, черноморская) совпадают с эвстатическими
подъемами уровня океана и отвечают межледниковьям и послеледни-
ковые, тогда как в замкнутом Каспийском бассейне, расположенном
в зоне аридного климата, трансгрессии (бакинская, две хазарские, две
хвалынские) связаны с фазами массового таяния материковых ледников
(т. е. вторыми половинами ледниковых эпох), а регрессии соответствуют
межледниковьям (эпохам сильного испарения с поверхности Каспия) и
первым половинам ледниковых эпох (фазам уменьшения стока вследствие
наращивания ледниковых шапок). Наиболее значительно уровень Каспия
повышался, видимо, во время нижнехвалынской трансгрессии, отвечаю-
щей эпохе отступания валдайского (калининского) оледенения Русской
равнины и концу раннебезингийской фазы оледенения на Кавказе. Од-
нако вследствие постепенного воздымания Кавказской области, границы
хвалынской трансгрессии на Кавказе не выходят за рамки бакинской
и хазарской.
Во время четвертичных трансгрессий Каспия полностью затаплива-
лась территория Нижнекуринской впадины и большая северная (Зате-
речная) часть Терско-Кумской впадины, за исключением ее западного
крыла, постепенно вовлекавшегося в поднятие Ставропольского свода.
По сравнению с позднеплиоценовыми, четвертичные трансгрессии не по-
крывали ряд участков Терского и Кусарского краевых и Куринского
межгорного прогибов и периклинальной зоны, прилегающих к Восточно-
му и Юго-Восточному сегментам Большого Кавказа, что свидетельствует
о их разрастании в ширину и по простиранию. Так, в абсолютное воз-
дымание оказываются втянутыми не только антиклинальные зоны,
передовых хребтов (Терская и Сунженская), но и Алханчуртская, Кабар-
динская, Осетинская, Чеченская, Грозненская впадины, хотя они и про-
должают испытывать относительное погружение и заполняются аллю-
виально-пролювиальными осадками. Лишь частично, в моменты макси-
мальных трансгрессий, абрадируется и затапливается узкая приморская
зона Дагестана. Наиболее интенсивно воздымается средний участок
внутренней зоны Терского прогиба, на месте которого формируется рез-
ко выраженное молодое поперечное поднятие «Дагестанского клина».
В сводовой части его пропиливает глубокое антецедентное ущелье р. Су-
лак. Складкообразование в пределах Терского прогиба почти прекра-
щается или во всяком случае сильно ослабевает, но происходят подвиж-
450
ки по некоторым крупным флексурам и разломам (Сулакский и др.).
Наиболее интенсивные погружения (до 0,5 км) происходят в антропоге-
не северо-восточной части Терского прогиба, занимающей область ниж-
него течения Терека и Сулака, в прилегающей к дельтам этих рек мел-
ководной западной части Среднего Каспия, а также в Среднекаспийской
впадине, где опускание, вероятно, не вполне компенсируется седимента-
цией.
В Апшероно-Кобыстанской периклинальной области в воздымание
постепенно втягиваются зона Апшеронского полуострова и некоторые
участки Кобыстана. В течение антропогена интенсивно развиваются кон-
седиментационные складчатые структуры в пределах Южного Кобыстана
и западной части Южно-Каспийского прогиба, получающие четкое пря-
мое выражение в рельефе морского дна. Испытывает относительное, а
в отдельные моменты, вероятно, и слабое абсолютное воздымание анти-
клинальная зона подводного Апшеронского порога, но на средний ее
участок, по-видимому, накладывается поперечный прогиб или грабен,
связывающий интенсивно погружающиеся Средне- и Южно-Каспийские
впадины в единую субмеридиональную зону погружений.
Нижнекуринская впадина продолжает в антропогене быстро опу-
скаться; амплитуда погружения в ее восточной части достигает 0,5—
1 км, а в прилегающей к ней с востока Сальянской зоне — даже 1,5 км.
В Нижнеараксинском поперечном прогибе, испытывавшем в позднем
плиоцене довольно интенсивное погружение, опускание постепенно прек-
ращается, а его прилегающие к Малому Кавказу участки начинают
вовлекаться в слабое поднятие.
Западная часть Ширакско-Аджиноурской зоны, интенсивно проги-
бавшаяся до конца плиоцена, полностью осушается, а начавшееся в ней
еще в плиоцене складкообразование продолжается и завершается фор-
мированием сложной складчато-чешуйчатой структуры с общим надви-
ганием к югу. Местами образуются небольшие тектонические покровы.
В восточной части зоны в первой половине антропогена еще продолжает-
ся погружение и накопление морских и континентальных осадков,
на фоне которого начинается конседиментационное складкообразо-
вание.
Во второй половине антропогена континентальные осадки продол-
жают накапливаться лишь в некоторых синклиналях, а антиклинали по?
лучают прямое выражение в рельефе в виде гряд, прорезаемых анте-
цедентными долинами рек, стекающих с южного склона Кавказа.
На западном продолжении северной части Ширакско-Аджиноур-
ской складчатой системы находится узкое Кахетинское поднятие, кото-
рое в плиоцене было подавлено опусканиями Куринской впадины и
погребено под чехлом континентальных моласс. С конца плиоцена и
вплоть до современности оно вновь испытывает чрезвычайно интенсивное
воздымание; амплитуда его за антропоген, по видимому достигает в
разных частях Кахетинской зоны 1—2 км, что является максимальной
величиной для Кавказа.
Ширакско-Аджиноурская и Кахетинская зоны поднятий ограничи-
вают с юга Алазанскую впадину, которая, вероятно, наложилась в конце
плиоцена на южную краевую зону сооружения Восточного Кавказа.
В антропогене Алазанская впадина продолжала испытывать довольно
значительное относительное, а может быть, и некоторое абсолютное по-
гружение, заполняясь грубообломочными аллювиально-пролювиальны-
ми осадками, выносимыми с южного склона Кавказа многочисленными
реками Алазанского бассейна. По всей вероятности, первоначально
(в плиоцене) в пределах нынешней Алазанской зоны повсеместно го-
сподствовала поперечная гидросеть, и лишь в течение антропогена, по
мере роста антиклинальных возвышенностей к югу от Алазанской впа-
дины, стала создаваться тектоническая подпруда, постепенно преобра-
29 + '/< 0731
451
зовывшая поперечную гидросеть сначала в коленчатую, а затем в про-
дольную. Этот процесс перестройки гидросети начался сперва в западной
части Алазанской впадины, к югу от которой раньше стали расти подня-
тия, и постепенно распространялся к востоку, но и до настоящего вре-
мени он еще не затронул самую восточную ее часть, где сохранилась
поперечная гидросеть. В течение антропогена Алазанская впадина не-
сколько расширялась к северу, «наступая» на южное крыло Большого
Кавказа, а также к западу и к востоку по простиранию: с этим разраста-
нием наложенной впадины, очевидно, связана свойственная ей высокая
сейсмичность. Аналогичная Алазанской впадина, наложенная на север-
ное крыло сооружения Малого Кавказа, развивалась к югу от 1Пп-
ракско-Анжиноурского инверсионного поднятия. В четвертичное время
эта Караязская или Среднекуринская впадина испытывала менее зна-
чительное относительное опускание. Ось его, по-видимому, постепенно
смещалась к югу от продольной долины Куры в сторону борта Малого
Кавказа.
В самой западной части Курпнского межгорного прогиба — Верхне-
куринской или Карталинской впадине в антропогене сохранялись (или
даже возродились?) участки довольно значительного локального погру-
жения, заполнявшиеся аллювием Куры и ее притоков. В начале антро-
погена зоны прогибания приурочивались к осевой части этой впадины
(Мухранская и Тирифонская мульды), а в дальнейшем ось максималь-
ного погружения сместилась к югу, к самому борту Триалетского подня-
тия, и сюда была оттеснена долина Куры.
Перейдем к четвертичной истории Черноморского бассейна, омыва-
ющего западную часть Кавказа. До середины плейстоцена на месте
Черного моря продолжало существовать изолированное полупресновод-
ное озеро-море, в отдельные моменты поддерживавшее ограниченную
связь с Каспийским озером-морем; наличие общих форм моллюсков по-
зволяет параллелизовать раннеплейстоценовые чаудинские отложения с
бакинскими, а отложения низов среднего плейстоцена — древнеэвксин-
ские — с нижнехазарскими. Уровень зеркала Эвксина лежал, по-види-
мому, ниже уровня Мирового океана; об этом говорит отсутствие нижне-
и среднеплейстоценовых осадков и террас на побережьях Черного моря,
кроме участков, успытывавших поднятие, а также гораздо меньшие
(примерно в три раза) абсолютные высоты чаудинских и древнеэвскин-
ских террас даже на наиболее интенсивно воздымавшемся участке Черно-
морского побережья Большого Кавказа (между Туапсе и Сухуми) по
сравнению с высотами одновозрастных (бакинских и нижнехазарских)
террас Дагестанского побережья Каспия. Уровень же Каспия во время
формирования этих террас был близок к уровню океана или даже на
10—20 м превышал его (Федоров, 1957). Видимо, временами возникал
сток избыточных вод из Каспия в Эвксин. Стока же из Средиземного
моря в Эвксин, по-видимому, не было.
Наиболее низко уровень Эвксина стоял, вероятно, перед накоплени-
ем древнеэвксинских слоев — в эпоху, предшествовавшую максимально-
му среднеплейстоценовому днепровскому оледенению (риссу) и в первую
половину последнего. Древнеэвксинские слои отвечают времени дегра-
дации этого оледенения и началу подъема уровня водоема, а узунлар-
ские — максимальному подъему его почти (?) до уровня Средиземного
моря, в связи с чем в Черное море проникли первые нормально-морские
моллюски (возможно, в это время образовался сток вод из Мраморного
моря в Черное). Эта фаза отвечает стадии тиррен I в развитии Средизем-
ного моря и, вероятно, межледниковью между днепровским и московским
оледенением. Последнее вновь вызвало сильную регрессию и полную
изоляцию Черноморского водоема (гипотетический «среднеэвксинский»
бассейн М. В. Муратова). Наконец, в последующую теплую межледнико-
вую эпоху уровень Эвксина снова значительно повышается, устанавли-
452
вается непосредственная связь со Средиземным морем (карангатский
бассейн или тиррен II) и в Черном море расселяется средиземноморская
фауна.
В эпоху верхнеплейстоценового оледенения произошло последнее
весьма сильное падение уровня Эвкспна (по крайней мере, до —40—50 м,
а может быть и до — 80—100 м), повлекшее за собой возобновление его
изоляции и опреснение (новоэвксинские слои на дне моря). Вероятно,
в этом процессе было несколько фаз, отвечающих главным фазам поздне-
плейстоценового оледенения. Наконец, в поздне- и послеледниковое вре-
мя уровень Черного моря с небольшими колебаниями повышается до
современного уровня, и в него снова проникают воды Средиземного моря
и их обитатели.
Конфигурация береговой линии Эвкспна в антропогене на Кавказ-
ском участке претерпевала значительно меньшие изменения, чем таковая
Каспия. В общем она с небольшими колебаниями постепенно оттесня-
лась к западу как в Рионской, так и в Кубанской депрессиях, пока не
приобрела свое современное положение. Продолжалось опускание по
разломам участка юго-восточного крыла Северо-Западного Кавказа,
скрывшегося под водами моря еще до начала антропогена. Новые
участки Кавказа в погружение не вовлекались, о чем свидетельствуют
присутствие фрагментов нижнеплейстоценовой чаудинской террасы в
нескольких местах побережья.
Аналогичное опускание испытывали краевые зоны Черноморской
впадины, примыкающие к Крыму и Анатолии. Центральная часть Чер-
ного моря, по-впдимому, опустилась не более чем на 100—200 м.
Погружение амплитудой до нескольких сотен метров (300—500 я),
происходившее в самых западных частях Рионского межгорного и Запад-
но-Кубанского предгорного прогибов, полностью компенсировалось по-
ступлением с Кавказа обломочного материала, и на их площади фор-
мировались аллювиальные и дельтовые равнины. Одновременно все
большая часть территории этих прогибов вовлекалась в слабое поднятие
вместе с прилегающими к ним сооружениями Большого Кавказа и от-
части Дзирульского выступа и Аджаро-Триалет.
Интенсивность воздымания Большого (а возможно, и Малого) Кав-
каза в антропогене по сравнению с поздним плиоценом возросла; ампли-
туда его в осевой зоне Центрального и Восточного Кавказа достигает —
0,8—1 км за 0,5 млн. лет (против 1,5 км за 2 млн. лет в позднем плиоце-
не), уменьшаясь к краевым зонам и окончаниям горного сооружения.
Некоторая неравномерность поднятия во времени в сочетании с клима-
тическими колебаниями обусловила возникновение ряда террасовых
комплексов, фиксирующих несколько фаз глубокого врезания речных
долин и фаз аккумуляции аллювиальных, флювпогляциальних, а в верх-
них частях долин — и моренных отложений. На отдельных краевых и
внутренних участках Большого Кавказа происходили подвижки по зо-
нам разломов и флексур (Сулакская, Владикавказская, Казбекская
и др.) амплитудой до нескольких сотен метров; местами возникли не-
большие наложенные впадины, четко выраженные в современном релье-
фе в виде внутренних котловин (Зеленчукская, Верхнелескенская и Тар-
ская и пр.). Речная сеть и положение водоразделов на большей части
Большого Кавказа не претерпели существенных изменений (за исключе-
нием некоторых перестроек на юго-восточном периклинальном окончании
Большого Кавказа). В позднем плейстоцене был обезглавлен восточ-
ный (правый) исток Терека (палео-Байдара) в районе Крестового пе-
ревала.
Площадь сводово-глыбового сооружения Большого Кавказа, по срав-
нению с позднеплиоценовым временем, несколько возросла за счет вов-
лечения в поднятие некоторых участков краевых, межгорных прогибов
и переклинальных зон. В течение антропогена на Большом Кавказе про-
29+'/<
453
должалась наземная вулканическая деятельность, но масштаб ее значи-
тельно уменьшился. В раннем плейстоцене небольшие излияния проис-
ходили, по-видимому, лишь в Казбекском районе (Мнадонскпй поток).
В среднем плейстоцене в этом районе происходят мощные извержения
крупных полигенных вулканов Казбек, Кабарджин и окружающих их
моногенных вулканов-сателлитов. Возобновляются извержения вулкана
Эльбрус, андезито-дацитовые лавы которого изливаются в долину вер-
ховьев Баксана; аналогичные лавы извергаются к востоку от Эльбруса
небольшими вулканами на Кыртык-Сылтранском водоразделе. Наиболее
интенсивная вспышка вулканизма, охватившая целый ряд участков Эль-
брусской и Казбекской областей, имела место в начале позднего плей-
стоцена, приблизительно одновременно с максимальной фазой безингий-
ского оледенения. Эльбрус выбросил большое количество пемзо-пепло-
вого материала, а на его западной периферии произошли извержения
дацитовых игнимбритов и туфолав. Затем из западного (?) конуса
Эльбруса излились к северу мощные потоки андезито-дацитовых лав,
заполнившие долину верхнего течения р. Малки. Эксплозивные изверже-
ния туфов и туфолав после длительного перерыва произошли также на
некоторых участках Нижне- и Верхнечегемского нагорий.
В Казбекской области в это время продолжаются извержения Ка-
барджина и Казбека, который выбросил огромное количество андезито-
дацитовой пирокластики, разносившейся лахарами и селями по долине
Терека (редантская толща), а затем дал несколько лавовых потоков
того же состава (Чхерские или Цдовские потоки). Одновременно про-
буждается (или активизируется) вулканическая деятельность в южной
части Казбекской области — в Кольском районе, где возникает ряд вул-
канов и экструзивных куполов. Последние образуются и на некоторых
более западных участках южного склона. Одновременно происходят
излияния андезитовых лав на южном борту сооружения Большого Кав-
каза— в Джавском районе и небольшие эксплозивные извержения ан-
дезитовой же пирокластики — в Терском краевом прогибе, в районе
г. Грозного. После этого мощного пароксизма вулканической деятель-
ности, во второй половине позднего плейстоцена последняя временно
прекращается в Эльбрусской и ослабевает в Казбекской области; здесь
извержения продолжаются, главным образом, в Кельском вулканическом
районе, а также в ущелье Терека, где во время последней фазы безин-
гийского оледенения произошли извержения из ряда мелких эксплозив-
ных центров.
Последняя вспышка вулканической активности относится к голоце-
ну и имела место не более 2—3 тыс. лет назад, поскольку лавы этих
извержений затронуты лишь следами стадии оледенения XVII—XIX вв.
Она выражена на Эльбрусе (где с ней связаны излияния ряда потоков
глыбовых лав, спускавшихся к северу и к югу, и образование восточного
конуса), на Казбеке и на Кельском вулканическом нагорье. На Эльбрусе
до сих пор продолжается слабая фумарольная деятельность. С большой
долей уверенности можно считать, что нынешнее затишье вулканизма на
Большом (как и на Малом) Кавказе не означает его окончательного
прекращения.
Наиболее значительные вулканические извержения, происходившие
на Большом Кавказе в антропогене, сопровождались вулкано-тектони-
ческими проседаниями. Небольшие проседания отмечаются на Эльбрусе,
более значительные — на Кельском вулканическом нагорье (вероятно,
несколько мелких впадин) и особенно крупные — в Казбекском районе,
где в связи с извержениями вулканов Кабарджин и Казбек образовалась
глубокая (до 400—500 м) и обширная Верхнетерская впадина. Наиболее
резкое проседание этой депрессии, сопровождавшееся подвижками по
Казбекскому разлому (амплитуда до 300 м), произошли в начале поздне-
го плейстоцена.
454
Поднятие Малого Кавказа в течение антропогена было менее интен-
сивным, чем Большого Кавказа; амплитуда его составила не более 300—
400 м. Однако темп поднятия, по сравнению с поздним плиоценом, здесь
также увеличивается. Как и в плиоцене, воздымание этого сооружения
было более дифференцированным по сравнению с Большим Кавказом.
Наряду с зонами и отдельными участками, продолжавшими испытывать
значительное поднятие, сохранились (и частично, может быть, вновь
возникли) участки относительного погружения (главным образом в Се-
ванской, Арпа-Воротанской и Цалка-Ахалцихской зонах). В этих внут-
ригорных депрессиях существовали озера или формировались’ широкие
аккумулятивные аллювиально-пролювиальные равнины. К числу таких
участков относятся Севанская и Ленинаканская озерные котловины
(здесь озеро было окончательно спущено, вероятно, в конце раннего
плейстоцена), Памбакская система грабенообразных впадин, мелкие
озерные котловины Ахалкалакского нагорья и пр.
В северо-западной части Среднеараксинского межгорного прогиба
в раннем плейстоцене также существовал обширный озерный водоем;
позднее он осушился, и на его месте образовалась плоская аллювиальная
равнина, дренируемая р. Араксом.
На Нахичеванском участке прогиба относительное погружение было
менее значительным и большая его часть подвергалась эрозии. С конца
плиоцена относительные опускания проявлялись в крайней юго-западной
части Среднеараксинского прогиба — в Джульфа-Ордубадской .впадине.
Интенсивное воздымание в позднем плиоцене и антропогене испытывала
зона Джульфинского (Неграмского) куполообразного поднятия: эта рас-
тущая перемычка между Нахичеванской и Джульфа-Ордубадской кот-
ловинами постепенно пропиливалась глубоким антецедентным ущельем
р. Араке.
Развитие складчатых структур в зонах внутригорных впадин Малого
Кавказа (Цалкинской, Севанской) закончилось к концу плиоцена. В ан-
тропогене наряду со сводовыми короблениями широко проявляются
подвижки по крутым разломам сбросового или взбросового типа. Они
имеют продольное, поперечное (юго-западное — северо-восточное) и
субмеридпональное направление и в основном распространены в зонах
вулканических нагорий и Севанской зоне. В последней они обрамляют
Памбакские и Севанскую впадины с юго-запада и северо-востока и ог-
раничивают разделяющие их растущие поперечные перемычки. Амплиту-
ды четвертичных смещений по этим разломам измеряются десятками и
даже первыми сотнями метров; таковы, например, Сарыкапнский и Кю-
заджикский разломы на западном побережье Севана, прекрасно выра-
женные в современном рельефе.
Вулканическая активность на Малом Кавказе в антропогене по срав-
нению с поздним плиоценом несколько ослабела, но все же была значи-
тельной, особенно во второй половине антропогена. Извержения в
основном происходили в тех же областях и районах, что и в позднем
плиоцене, но не на всей площади. В раннем плейстоцене, как и на Боль-
шом Кавказе, отмечается временный спад вулканической деятельности.
Возможно, имели место извержения в районе Арагаца (анийские туфы?)
и некоторых других районах. В среднем плестоцене происходят мощные
вспышки вулканизма на массиве Арагаца (извержения дацитовых туфо-
лав, игнимбрптов, андезитовых и дацитовых лав), извержения игнимбри-
тов в Памбакских впадинах и излияния основных андезито-базальтовых
лав на отдельных участках Восточно-Армянского вулканического района
и базальтовых — в Ахалкалакской области (Куринскпй и Машавер-
ский (?) лавовые потоки). В позднем плейстоцене извержения про-
должаются на тех же участках, а также распространяются к се-
веру в Аджаро-Триалетскую зону (андезитовые потоки Бакурианского
района).
455
Последняя мощная вспышка вулканизма практически одновременно
происходит в Ахалкалакской, Центрально-Армянской и Араратской
вулканических областях (а также на Большом Кавказе) в голоцене.
В это время изливаются многочисленные потоки преимущественно анде-
зитовых глыбовых лав и образуется множество шлаково-лавовых кону-
сов, прекрасно сохранившихся в рельефе. Лавы вулкана Малый Арарат
перекрывают остатки культуры бронзового века, а последнее извержение
вулкана Нимруд на берегу оз. Ван в юго-западной части Армянского
вулканического нагорья произошли лишь около 500 лет т. н. Таким об-
разом, Армянское нагорье в целом следует рассматривать по существу
как область современного вулканизма.
Важнейшими событиями четвертичной истории Кавказа были гор-
ные оледенения, неоднократно охватывавшие осевую зону Большого
Кавказа. Основной причиной оледенений Кавказа, как и Русской рав-
нины, явилось планетарное ухудшение климатических условий, наметив-
шееся, как упоминалось выше, еще в начале позднего плиоцена и уси-
лившееся в антропогене.
В связи с возросшим эрозионным расчленением Кавказских гор ан-
тропогеновые оледенения в отличие от позднеплиоценовых оледенений
полупокровного типа приобрели горно-долинный (троговый) характер.
Всего установлено три главных эпохи четвертичных оледенений — ниж-
неплейстопеновая, среднеплейстоценовая и позднеплейстоценово-голоце-
новая, из которых вторая — предположительно, а последняя — несомнен-
но распадались, по крайней мере, на две крупные фазы, разделенные
фазами сильного отступания (хотя, по-видимому, без полного исчезно-
вения) ледников. В позднеплейстоценовом оледенении, кроме того, уста-
новлен ряд стадий осцилляций ледников. Эти ледниковые эпохи, видимо,
должны соответствовать первая— (эльтюбинская) —окскому, вторая—
(терская)—днепровскому и московскому, третья—(безингийская) —
валдайскому (калининскому и осташковскому) оледенениям Русской
равнины, или соответственно минделю, риссу и вюрму альпийской схемы
(Милановский, 1966). Наиболее мощно оледенения проявились в самой
высокогорной части Большого Кавказа — на Центральном Кавказе,
особенно на его северном склоне. Далее к востоку вследствие прогресси-
рующей сухости климата, а на южном склоне вследствие неблагопри-
ятной экспозиции плейстоценовое, как и современное оледенение, было
менее значительным. На Малом Кавказе проявились, по-видимому, сред-
не- и позднеплейстоценовые оледенения, но площади ледников и объем
ледниковых масс в силу гипсометрических и климатических отличий от
Большого Кавказа были здесь гораздо меньшими, чем на Большом
Кавказе.
Если на Русской равнине, а также в Альпах максимальными разме-
рами отличалось среднечетвертичное (днепровское, рисское) оледенение,
то в большинстве районов Кавказа позднечетвертичное (безингийское)
оледенение не уступает, а кое-где (например, в долине Черека) даже
превосходит среднеплейстоценовое (терское) оледенение по длине лед-
никовых языков. Этот факт, очевидно, объясняется тем, что наряду с
общепланетарным климатическим фактором в возникновении оледенения
Кавказа большую роль играл также орографический фактор, определяв-
ший его масштабы и локализацию. Продолжавшееся в течение всего
антропогена воздымание Большого и Малого Кавказа создало в позднем
плейстоцене орографические предпосылки для возникновения (при сход-
ных климатических условиях) оледенения на более значительной площа-
ди, чем в среднем плейстоцене. Ледниковые языки в главных троговых
долинах Северного склона Центрального Кавказа во время терского и
максимальной фазы (первой) безингийского оледенения достигали длины
в несколько десятков километров, доходя до куэсты Скалистого хребта,
а кое-где и проникали через прорезанное в ней ущелье: однако так же,
456
как и в позднем плиоцене, из гор на Предкавказскую равнину ледники
нигде не выходили.
Наряду с возникновением крупных долинных глетчеров и леднико-
вой шапки на массиве Эльбруса, ледниковые эпохи характеризовались
интенсивной аккумуляцией снеговых масс в перигляциальной зоне Боль-
шого Кавказа. Таяние их приводило к усиленному увлажнению склонов,
с чем было связано периодическое резкое оживление процессов переме-
щения масс на склонах (обвалы, осыпи, оползни, солифлюкция) и воз-
никновение многочисленных естественных запруд горных рек, выше
которых создавались приледниковые озера (последние возникли также в
тылу конечных и стадиальных морен и на подпруженных ледниками
устьевых участках притоков главных долин). Периодически происхо-
дившие прорывы прпледниковых озер приводили к образованию
мощных селей, выносивших в предгорья и даже на Предкавказскую
равнину большие массы «мореноподобного» фангломератового мате-
риала.
На Малом Кавказе оледенения проявились главным образом в при-
вершинных зонах крупнейших вулканов — Арагаца, Ишпхлы, Самсара,
на Гегамском, Варденисском нагорьях, Мокрых и Гукасянских вулкани-
ческих горах, а также на наиболее высоких Зангезурском и Муровдаг-
ском хребтах. Длина ледников не превышала 5—10 км, а во вторую
фазу позднеплиоценового оледенения последнее имело по большей части
каровый характер.
Какой-либо общей, повсеместной закономерности в соотношении вре-
мени проявлений оледенений и вулканизма на Кавказе не устанавлива-
ется, и высказывавшиеся некоторыми исследователями представления
о наличии подобной связи (Варданянц, Паффенгольц) являются, вероят-
но, малообоснованными. Так, если среднеплейстоценовая и ранне-верхне-
плейстоценовая подфазы вулканизма приблизительно отвечают периодам
усиления оледенения, то голоценовая подфаза, напротив, соответствует
времени его значительной деградации (межледниковью?) Время кавказ-
ских оледенений в основном зависит от изменений климатических усло-
вий, общих для огромных территорий земного шара, тогда как режим
вулканической деятельности и тектонических движений на Кавказе свя-
заны с особенностями развития земной коры и мантии в пределах отно-
сительно небольшого участка пояса Тетиса.
ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ
Приведем некоторые важнейшие положения, развиваемые и обосно-
вываемые в настоящей монографии.
1.	Геотектоническое развитие геосинклинального пояса Тетиса про-
текало полициклично. В каждом «цикле» выделяются собственно геосин-
клинальный и орогенный этапы, причем относительная роль последнего
от цикла к циклу возрастала. В орогенном этапе альпийского «цикла»
(олигоцен — антропоген) следует выделять две стадии — раннеороген-
ную (олигоцен — средний сармат) и позднеорогенную (от позднего сар-
мата доныне).
2.	Главными критериями для выделения альпийской позднеороген-
ной стадии развития Кавказа является отличающая ее значительная
активизация вертикальных дифференциальных тектонических движений
при нарастающей роли поднятий и возникновение в пределах зон под-
нятий средне- и высокогорного рельефа, заполнение краевых (предгор-
ных) и межгорных прогибов более грубыми, чем в раннеорогенной ста-
дии, отложениями верхней молассовой формации (преимущественно
продуктами размыва растущих горных сооружений), а также резкое
усиление наземного вулканизма в большинстве зон Кавказа.
3.	Особенности геологического развития Кавказа в позднеорогенной
стадии и широкое применение при его изучении геоморфологических ме-
тодов позволяют использовать для ее обозначения также термин неотек-
тонпческая стадия, а тектонические движения этой стадии иначе назы-
вать новейшими или неотектоническпми.
4.	Позднеорогенная стадия разделяется на три основные фазы, охва-
тывающие поздний сармат — средний плиоцен (около 8 млн. лет),
поздний плиоцен (2 млн. лет) и антропоген (0,5 млн. лет).
5.	Главным средством обобщения и анализа данных о неотектонике
Кавказа служит карта новейших движений (см. рис. 3), показывающая
амплитуду поднятий и опусканий земной коры, начиная с позднего сар-
мата, в изолиниях. Важной методической предпосылкой к ее составле-
нию служит представление о существовании на Большом и Малом Кав-
казе в среднем — начале позднего миоцена сильно выровненного, рав-
нинного ( и местами низкогорного) рельефа, реликты которого (частично
погребенные под миоплиоценовыми эффузивами или «откопанные» из-
под них) сохранились на обширных площадях водораздельных про-
странств Малого Кавказа и на отдельных участках Большого Кавказа.
6.	При использовании уровней плиоценовых и антропогеновых мор-
ских и речных террас, как показателей новейших движений на Кавказе
необходимо учитывать, что неоднократные трансгрессии и регрессии
Каспия и Эвксина сопровождались значительными, амплитудой до пер-
вых сотен метров, колебаниями уровней этих замкнутых или полузамкну-
ных водоемов. Колебания уровня и изменения конфигурации бассейнов
в общем были обусловлены совместным влиянием дифференциальных
тектонических движений и климатических условий, нередко по-разному
458
сказывавшихся в каждом из этих водоемов. Наибольшее падение уровня
Каспия до — 500—600 м имело место после его отделения от Черномор-
ского водоема на рубеже раннего и среднего плиоцена. Оно привело к
глубочайшему врезанию долин всех рек Каспийского бассейна. Размах
колебаний уровня Черного и Каспийского морей в антропогене значи-
тельно превышает 100 м. В замкнутом Каспийском водоеме трансгрессии
отвечали вторым половинам ледниковых эпох, а регрессии — их первым
половинам и сухим и теплым межледниковьям. В Черном море, пе-
риодически соединявшемся с середины плейстоцена со Средиземным,
трансгрессии соответствуют межледниковьям, а регрессии — оледе-
нениям.
7.	Важным методом анализа и количественной характеристики нео-
тектонических движений горных стран являются подсчеты объемов нео-
тектонических структур (поднятий и погружений) на основе карты
неотектоники в изобазах, а также объемов материала, удаляемого дену-
дацией из зон поднятия и переотлагаемого в депрессиях. Попытка прове-
дения подобных подсчетов для Кавказской области показывает перспек-
тивность этого метода.
8.	Максимальная амплитуда новейших поднятий в Центральной
части Большого Кавказа достигает 4—5 км, а на Малом Кавказе —
3—3,5 км. От фазы к фазе новейшей стадии темп поднятий возрастает.
Максимальные амплитуды поднятий первой и второй стадий близки меж-
ду собой, а третьей стадии — достигают на Большом Кавказе порядка
1 км, а на Малом Кавказе — первых сотен метров. Максимальные ам-
плитуды новейших опусканий в краевых прогибах достигают 2,5 км
(в Кубанском) и 3—4 км (в Терском), в межгорных 3 км (в Рионском)
и 6—7 км (в Куринском), в Апшероно-Кобыстанской периклинальной
зоне — 5—7 км. В течение позднеорогенной стадии постепенно возрастала
роль зоны Транскавказского поперечного поднятия и Каспийской субме-
ридиональной зоны опускания. Более резко дифференцированным харак-
тером новейших движений отличается восточная часть Кавказской
области.
9.	Главными типами тектонических структур, развивавшихся в Кав-
казском секторе орогенного пояса Тетиса в позднеорогенной стадии, яв-
ляются:
а)	эпигеосинклинальные сводово-глыбовые горные сооружения Боль-
шого и Малого Кавказа и Талыша; в состав первого из них были вовле-
чены в полосе Транскавказского поперечного поднятия некоторые при-
поднятые участки эпигерцинской Скифской плиты (Лабино-Малкинский
или Северо-Кавказский краевой массив) и Грузинского срединного мас-
сива (Окрибо-Сачхерская зона), а на окончаниях Большого Кавказа —
некоторые участки его периклинальных зон;
б)	краевые (предгорные) прогибы — Кубанский и Терский, значи-
тельно расширившиеся к северу и несколько оттесненные от Большого
Кавказа и Транскавказского поперечного поднятия;
в)	межгорные впадины, образовавшиеся за счет заложенных в ран-
неорогенной стадии узких краевых прогибов, примыкающих к сооруже-
ниям Большого и Малого Кавказа и вовлеченных позднее в интенсивное
погружение участков Грузинского и Нижнекуринского срединных мас-
сивов;
г)	участок Грузинского срединного массива, сохранивший унасле-
дованную тенденцию к относительному воздыманию (Дзирульский
выступ);
д)	Ширакско-Аджиноурская складчатая система, по своему текто-
ническому положению и формациям являющаяся звеном Куринской
межгорной впадины, но по истории развития и характеру тектонической
структуры представляющая своеобразную геосинклиналь на стадии за-
мыкания и превращения в инверсионное складчатое сооружение;
459
е)	Южно-Каспийский прогиб, рассматриваемый как остаточный гео-
синклинальный участок в Крымско-Большекавказско-Копетдагской гео-
синклинальной системе;
ж)	Черноморская глубоководная впадина, центральная часть кото-
рой рассматривается как реликтовая субокеаническая депрессия, не про-
ходившая геосинклинальной стадии развития, а краевые зоны — как
опущенные (частично в течение позднеорогенной стадии) участки аль-
пийских, герцинскпх и байкальских складчатых сооружений.
10.	Главные неотектонические структуры Кавказской области имеют
сводово-глыбовый характер, т. е. представляют обширные пологие вы-
пуклые и вогнутые изгибы, осложненные и ограниченные продольными
и поперечными разломами и флексурами; последние, как правило, кон-
тролируются зонами ранее заложенных, длительно развивающихся глу-
боких разломов. Знак движения по этим зонам со временем может
меняться.
11.	Среди разломов, активных в новейшей стадии, главная роль при-
надлежит крупным разломам типа взбросов и сбросов, а также трещи-
нам растяжения (главным образом, в зонах поднятий). В зонах складко-
образования и на границах зон поднятий и погружений могут развивать-
ся надвиги, местами переходящие в покровы. Сдвиговые поперечные
нарушения играют второстепенную роль.
12.	Складкообразование в новейшей стадии проявилось главным об-
разом в тех зонах и в те фазы развития, которые характеризуются пос-
тепенной сменой погружения поднятием — преимущественно в перифери-
ческих зонах Большого Кавказа, остаточных прогибах Малого Кавказа
и в наибольшей мере — в краевых и межгорных прогибах. Длительность
основного периода складкообразования составляет несколько миллионов
лет, но внутри этого периода имеются моменты ее усиления. Складко-
образование обычно начинается конседиментационно и продолжается
в постседиментационных условиях.
13.	Общей чертой новейшего складкообразования в третичных ком-
плексах краевых и межгорных прогибов является ее усложнение кверху
и ослабление и упрощение книзу; это усложнение осуществляется в
пределах промежуточного пластичного комплекса (главным образом май-
копская серия), в котором происходит интенсивное внутриформационное
перемещение материала, обычно с общим вытеснением его из прогибов
в стороны смежных поднятий. Течение этого процесса и близповерхност-
ные усложнения складчатой структуры вызываются, по-видимому, сов-
местным действием гравитационного фактора (избыточная нагрузка
вышележащих толщ в прогибах) и небольшим горизонтальным сжатием
деформируемой зоны. Происхождение более простого глубинного «фона»
складчатой структуры, вероятно, обусловлено сочетанием вертикальных
дифференциальных движений и горизонтальных движений примерно та-
кой же амплитуды: растяжения одних зон, сжатия других и односторон-
него смещения третьих. Общее заметное сокращение ширины всего гео-
синклинального пояса, вероятно, не имеет места.
14.	В современной сейсмической активности Кавказа находят отра-
жение наиболее активно развивающиеся в настоящее время тектониче-
ские структуры. Все возрастающая роль поперечных структур отража-
ется в поперечной (северо-северо-западной — юго-юго-западной) вытя-
нутости Казбекско-Ахалкалакского пояса максимальной сейсмической
активности, а также отдельных сейсмических районов и зон. Большая
дифференцированность движений в восточной половине Кавказа сказы-
вается в ее значительно большей сейсмичности. Наиболее сейсмоактив-
ными являются развивающиеся зоны глубоких разломов и флексур. Зоны
складкообразования повышенной сейсмичностью не отличаются. Отсутст-
вие сейсмических очагов в пределах центральной глубоководной части
460
Черноморской впадины говорит о состоянии тектонического покоя этой
зоны.
15.	Молодые вулканиты присутствуют во всех главнейших продоль-
ных тектонических зонах, однако, подавляющая их часть связана с со-
оружениями Большого и Малого Кавказа. Во всех зонах они, как пра-
вило, приурочены к их относительно приподнятым и воздымавшимся
в новейшей стадии участкам. Вместе с тем четко проявляется связь
ареала новейшего вулканизма с зоной Транскавказского поперечного
поднятия; в нее входят все вулканиты Большого Кавказа, Грузинского
срединного массива, Ахалкалакской и значительной части Центрально-
Армянской области; по-видимому, эта поперечная полоса воздымания
являлась в позднеорогенной стадии зоной повышенного теплового потока.
С вулканическими областями Большого и Малого Кавказа совпадают
зоны крупнейших гравитационных минимумов. Эти области полностью
ложатся внутри зоны проявления глубинной углекислоты, выделяющейся
в углекислых термах. Состав и строение вулканических формаций, типы
и масштаб извержений находятся в определенной связи со структурой
и историей развития тектонических зон Кавказа в альпийском цикле.
Основная часть вулканитов принадлежит мегантиклинорию Малого Кав-
каза, сформированному на месте внутренней геосинклинали (эвгеосин-
клинали), где на протяжении всего собственного геосинклинального
этапа и раннеорогенной стадии происходили многократно мощные из-
вержения и интрузии. Напротив, в мегантиклинории Большого Кавказа,
возникшем на месте геосинклинали, в которой вулканизм проявился
лишь в раннегеосинклинальной стадии, а альпийские интрузии незначи-
тельны — позднеорогенный вулканизм отличался меньшим масштабом,
локальностью проявления и не был преемственно связан с предшествую-
щим альпийским магматизмом.
16.	Новейший вулканизм Кавказа в целом вполне отвечает «субсек-
вентному вулканизму» в понимании Штилле, характерному для ороген-
ного этапа геотектонического цикла. «Финальный вулканизм», знамену-
ющий переход к посторогенному этапу развития, здесь еще не наступил,
однако на протяжении позднеорогенной стадии все же проявляется тен-
денция к смене извержений средних и отчасти кислых продуктов более
основными, малодифференцированными, и одновременно снижается роль
пирокластики и возрастает роль лавовых излияний. Эти признаки, види-
мо, указывают на приближение фазы «финального» вулканизма. Наибо-
лее полно эта тенденция выражена на Малом Кавказе (особенно в Во-
сточно-Армянском районе). В виде другого формационного ряда и с
запозданием во времени она выражена в Эльбрусской, и наименее ясно—
в Казбекской области.
17.	Между новейшим вулканизмом и неотектоникой нет однозначных
причинно-следственных отношений, и оба эти явления представляют
собой разные отражения еще недостаточно понятых глубинных процес-
сов, движущий механизм которых связан с верхней мантией и отчасти
с глубокими зонами коры. Но некоторые особенности новейших движе-
ний, несомненно, находятся в коррелятивной связи с процессами новей-
шего вулканизма. Моменты пробуждения и фазы усиления вулканичес-
кой активности связаны во времени с общими для Кавказа периодами
активизации дифференциальных тектонических движений и усилении
роли поднятий. По крайней мере, последняя (голоценовая) подфаза из-
вержений во всех вулканических областях Кавказа была синхронной.
Районы новейшего вулканизма приурочены к областям и участкам
Кавказа, испытывавшим в течение данной вулканической фазы или под-
фазы тенденцию к поднятию, как правило, более резкую, чем на других
участках той же зоны, где вулканизм не имел места (эта тенденция
могла нарушаться вулкано-тектоническими проседаниями). В зонах Кав-
каза, подвергавшихся абсолютному погружению, вулканическая деятель-
461
ность не имела места. Вулканической деятельности благоприятствовали
сводо- и горстообразные воздымания, происходившие в условиях рас-
тяжения данного участка коры и сопровождавшиеся возникновением
или активизацией сети крутых и вертикальных разломов и трещин (Ге-
гамский свод, Эльбрусско-Минераловодский поперечный перегиб).
Ряд районов новейшего вулканизма связан с зонами высоких гради-
ентов молодых движений, выраженных крупными глубокими молодыми
разломами и флексурами (Тырныаузский, Эльбрусский, Верхнечегем-
ский, Казбек-Цхинвальский глубинные разломы и пр.).
В локализации зон и центров извержений важную роль играли так-
же зоны глубоких временно приоткрывавшихся трещин растяжения
(зоны Абул-Самсарского, осевого Гегамского разломов). Большинство
районов и центров извержений связаны с разломами и трещинами по-
перечного и близких к нему направлений, меньшая часть — с продоль-
ными разломами. Помимо глубоких разломов, служащих каналами при
подъеме магмы из глубинного очага, существенную роль в ее перемеще-
нии в верхних горизонтах коры и локализации центров извержений игра-
ют менее глубокие и протяженные временно приоткрывающиеся разломы
и трещины разных направлений, либо оперяющие крупные разломы (при
центральном и трещинном типе вулканизма), либо образующие густую
разветвленную сеть (при ареальном типе).
18.	Большая роль в позднеорогенной стадии принадлежала явлениям
вулканической тектоники. Возможно, что с формированием внутрикоро-
вых магматических очагов, приводящим к увеличению объема соответ-
ствующих глубинных зон, в определенной мере связаны новейшие возды-
мания Большого и Малого Кавказа. Более очевидными проявлениями
вулкано-тектоники служат процессы приподнимания и частичного раз-
двигания пород приповерхностных горизонтов коры при формировании
субвулканических массивов, а также образование структур проседания—
вулкано-тектонических депрессий в результате опорожнения магматичес-
ких очагов и выноса на поверхность больших масс вещества при извер-
жениях. Наиболее отчетливо это проявляется при разгрузке близповерх-
ностных периферических очагов кислой магмы. Глубина проседания
может достигать здесь 2—3 км (Верхнечегемская депрессия). При извер-
жении больших объемов магмы из более глубоких очагов, вероятно,
также происходят проседания, но они охватывают гораздо более обшир-
ные площади и имеют изостатический характер, подобный гляциоизоста-
тическим опусканиям коры в областях мощного материкового оледе-
нения.
19.	Особенности глубинного строения земной коры в области Кав-
каза и некоторые преобразования ее структуры в ходе позднеорогенной
стадии оказывают (в силу действия принципа изостазии) известное ре-
гулирующее влияние на характер и интенсивность новейших движений,
но определяющую роль в этих деформациях играют движения и процес-
сы, происходящие ниже коры, в верхней мантии (по-видимому, подток
вещества к зонам поднятий и глубинного сжатия и его отток от зон по-
гружения и растяжения).
20.	Сопоставление особенностей развития различных горных подня-
тий, краевых и межгорных прогибов в орогенном этапе и позднеороген-
ной стадии с их предшествующим развитием позволяет установить, что,
чем более длительным и глубоким было погружение того или иного гео-
синклинального прогиба в течение собственно геосинклинального этапа
альпийского цикла — тем более длительным и интенсивным оказывается
последующее воздымание возникающего на месте его складчатого (по-
зднее — сводово-глыбового) сооружения, а также погружение сопряжен-
ных с ним краевых и межгорных прогибов, т. е. тем более типично бывает
выражен комплекс тектонических явлений, характерных для орогенного
этапа, причем все они достигают своего максимального проявления в
462
Рис. 84. Схема тектонического районирования альпийского геосинклинального
ной) стадии (конец миоцена
Сводово-глыбовые горные сооружения (орогены). А. Орогены полного
синклиналей с мощным новейшим вулканизмом (подтип Малого Кавказа);
мом (подтип Большого Кавказа); 3 — развивавшиеся из миогеосинклиналей
втянутые в позднеорогенной стадии в дифференцированное воздымание; 5—у
полного (менее длительного) развития: 6 — ранние орогеь
поднятие в раннеорогенной стадии (карпатский тнп): 7— поздние орогены (воз
ский тнп); 8 — древние геоантиклннальные ядра орогенов типов А и Б, vi
бы длительного развития (предкавказский тнп); 10 — ранние краевые прогибг
в слабое поднятие в поздиеорогенной стадии (предкарпатский тип); 11 — поз
участки платформы. Межгорные и внутригорные впадины: 12 — межгорные вг
орогенной стадии в поднятие; 14 — поздние межгорные впадины, возникшие
ные и краевые массивы: 16 — приподнятые в позднеорогенной стадии срединн
и их участки; 18 — приподнятые краевые массивы. Геосинклинальные прогибь
жение в позднеорогеиной стадии; 20 — глубоководные желоба (близкие к глу
испытывать умеренное (?) опускание в позднеорогенной стадии: 21— центра
ные) зоны. Наложенные позднеорогенныс зоны раздробления, опускания и раст
участки, испытавшие меньшие новейшие погружения. Платформенное обра?
ны, слабо нлн умеренно поднятые в новейшей стадии; 27 — районы, испьп
крупнейшие разломы, активные в новейшей стадии. Новейший вулканизм: А.
преимущественно андезитового '‘ое’-ява во времени эволюционнзирующий
кислый субсеквентный вулканизм; 32 — финальный базальтовый или щелочнс
ное платформенное обрамление. 34 — базальтовый вулканизм д
шрования альпийского геосинклинального пояса Юго-Восточной Европы н Юго-Западной Азин для иеотектоннческой (позднее
ной) стадии (конец миоцена — антропоген). Составил Е. Е. Милановский
я (орогены). А. Орогены полного длительного развития (кавказский тип): 1 — развивавшиеся нз
5улканизмом (подтип Малого Кавказа); 2—развивавшиеся нз «лептогеоеннклиналей» с умеренным или слабым новейшим вул
I— развивавшиеся из миогеосинклиналей без новейшего вулканизма (подтип Копет-Дага); 4—5 — периклинальные зоны (4 —уч.
в дифференцированное воздымание; 5 — участки, продолжающие испытывать дифференцированное погружение). Б. Орогены
ног о) развития: 6 — ранние орогены (возникшие на месте прогибов позднегеосинклинальной стадии и испытавшие oci
карпатский тип): 7—поздние орогены (возникшие в позднеорогенной стадии на месте прогибов раинегеосинклинальной стадии (
1альные ядра орогенов типов А и Б, ^-наследованные от доальпийских циклов. Краевые (предгорные) прогибы: 9— краевые
:азский тип); 10 — ранние краевые прогибы, испытавшие опускание и складчатость в раннеорогенной стадии, отмершие и вовлек
ой стадии (предкарпатский тип); 11—поздние и смещенные краевые прогибы, наложенные в поздиеорогенной стадии на см<
внутригорные впадины: 12 — межгорные впадины длительного развития; 13 — межгорные впадины и их участки, вовлеченные в п
поздние межгорные впадины, возникшие в поздиеорогенной стадии (как правило, наложенные); 15 — внутригорные впадины. С]
>днятые в позднеорогениой стадии срединные массивы и их участки; 17— опущенные в позднеорогенной стадии срединные мг
аевые массивы. Геосинклинальные прогибы: 19—остаточные геосинклннальные прогибы, продолжающие испытывать глубокое
О— глубоководные желоба (близкие к глубоководным желобам океанов). Глубоководные субокеанические впадины, продолжи
не в позднеорогенной стадии: 21 — центральные наиболее глубинные (реликтовые?) зоны; 22 — краевые (возможно, частично над:
гнныс зоны раздробления, опускания и растяжения (?): 23 — участки, испытавшие наиболее глубокие новейшие погружения;
ейшие погружения. Платформенное обрамление альпийского пояса: 25—-районы, сильно приподнятые в новейшей стадии; 26—
* в новейшей стадии; 27 — районы, испытавшие опускания в новейшей стадии; 28 — зоны новейшего складкообразования;
овейшей стадии. Новейший вулканизм: А. Альпийский пояс: 30 — нормальный орогенный (субсеквентный) вулкг
г-'-ява во времени эволюционизирующий в сторону более основных извержений; 31 — преимущественно ту фолаво-игн им бри
32 — финальный базальтовый или щелочно-базальтовый вулканизм; 33 — некоторые крупнейшие вулканы. Б. Активизнро
м л е н н е. 34— базальтовый вулканизм древних платформ; 35 — щелочно-основной вулканизм молодых платформ.
			|z \Z1	UJJ>	1*Л*1Д
В-ХЛ7		^^77	I	\22	I	\27	I.-»
				\^Г.\28	
6“ ~С | Л О О | С'					
та/g				|vVvV|^	
		
Юго-Восточной Европы и Юго-Западной Азин для неотектонической (позднеороген-
шоген). Составил Е. Е. Милановский
!л ь н о г о развития (кавказский тип): 1 — развивавшиеся из эвгео-
вивавшиеся из «лептогеосинклиналей» с умеренным или слабым новейшим вулканиз-
юйшего вулканизма (подтип Копет-Дага); 4—5— периклинальные зоны (4— участки.
продолжающие испытывать дифференцированное погружение). Б. О р о г е и ы не-
никшие на месте прогибов позднегеосинклинальной стадии и испытавшие основное
в позднеорогениой стадии на месте прогибов раннегеосинклинальной стадии (крым-
ванные от доальпийских циклов. Краевые (предгорные) прогибы: 9— краевые проги-
бавшие опускание и складчатость в раннеорогенной стадии, отмершие и вовлеченные
смещенные краевые прогибы, наложенные в позднеорогенной стадии на смежные
длительного развития; 13 — межгорные впадины и их участки, вовлеченные в поздне-
ощеорогенной стадии (как правило, наложенные); 15 — внутригорные впадины. Средин-
:сивы и их участки; 17 — опущенные в позднеорогениой стадии срединные массивы
остаточные геосинклинальные прогибы, продолжающие испытывать глубокое погру-
дным желобам океанов). Глубоководные субокеанические впадины, продолжающие
наиболее глубинные (реликтовые?) зоны; 22—краевые (возможно, частично наложен-
н (?): 23 — участки, испытавшие наиболее глубокие новейшие погружения; 24 —
альпийского пояса: 25 — районы, сильно приподнятые в новейшей стадии; 26 — райо-
опускания в новейшей стадии; 28 — зоны новейшего складкообразования; 29 —
п и й с к и й пояс: 30 — нормальный орогенный (субсеквентный) вулканизм.
>рону более основных извержений; 3/— преимущественно туфолаво-игиимбрнтовый
тьтовый вулканизм; 33 — некоторые крупнейшие вулканы. Б. Активизирован-
с платформ; 35 — щелочно-основной вулканизм молодых платформ.
позднеорогенной стадии. Все эти признаки в классической форме выра-
жены в Кавказской области, могущей считаться тектонотипом полного
проявления всех черт геосинклинального и орогенного этапов развития
среди альпийских геосинклинальных областей.
Но в пределах Альпийского пояса имеются и другие звенья (рис. 84),
в которых комплекс тектонических явлений, свойственных орогенному
этапу, выражен неполно, а длительность этих процессов оказывается
сокращенной (Милановский, 1964). Краевые и межгорные прогибы ока-
зываются здесь менее глубокими и недолговечными. Они или рано от-
мирают, либо (реже) — закладываются со значительным опозданием.
Сводово-глыбовые сооружения испытывают менее интенсивное и менее
длительное воздымание, которое также либо приостанавливается значи-
тельно раньше, либо (реже) начинается лишь в позднеорогенной стадии;
размеры этих поднятий, как правило, уступают размерам поднятий в
областях «полного» развития. Поэтому в целом в таких областях харак-
тер тектонического развития в позднеорогенной стадии оказывается
несколько иным и в большинстве случаев интенсивность явлений, свой-
ственных орогенному этапу, здесь в позднеорогенной стадии не возраста-
ет, а, напротив, начинает снижаться. Подобные области с «неполным»
ущербным характером развития в орогенном этапе и, в частности, в
позднеорогенной стадии — отличались также и неполнотой, «вырожден-
ностью» своей собственно — геосинклинальной предыстории: период гео-
синклинального погружения здесь был укорочен, геосинклинальные
прогибы были более узкими, глубина прогибания — менее значительной,
чем в случаях «полного» развития. Четко выделяются два существенно
различных типа «неполного» тектонического развития в альпийском цик-
ле. Первый из них свойствен тем звеньям пояса Тетиса, где типичные
геосинклинальные прогибы (в той или иной мере наложенные на палео-
зойские складчатые структуры) начинают свое интенсивное погружение
со значительным опозданием — чаще всего с раннего или позднего мела
и проходят весь путь своего развития — от заложения до замыкания —
в течение второй (поздней) стадии собственно- геосинклинального этапа
(мел-палеоген). В этом случае весь комплекс явлений, типичный для
орогенного этапа (воздымание складчатого сооружения, возникшего на
месте геосинклинали, заложение и погружение краевых и межгорных
прогибов, проявления орогенного магматизма) оказывается сжатым во
времени в основном до рамок раннеорогенной стадии. Подобный тип
неполного развития в орогенном этапе можно поэтому назвать раннеоро-
генным. Позднеорогенная стадия в этом случае часто оказывается вре-
менем постепенного ослабления интенсивности всех тектонических про-
цессов, свойственных орогенному этапу (отмирание краевых и отчасти
межгорных прогибов, ослабление или прекращение воздымания горных
сооружений, изменение типа орогенного вулканизма, приобретающего
черты финального вулканизма Штилле, а затем и полное его прекраще-
ние и т. д.). Такое «угасание» тектонической активности свойственно,
главным образом, периферическим зонам пояса Тетиса. Наиболее харак-
терным примером подобного развития является Карпатская область с
обрамляющими ее краевыми прогибами и межгорными впадинами.
Во внутренних же зонах пояса Тетиса этот «неполный» тип развития
может завершаться возникновением в течение позднеорогенной стадии
качественно новых крупных структур, наложенных на различные текто-
нические элементы раннеорогенной стадии. Такими новыми, гетероген-
ными по своему происхождению структурами, захватывающими и пере-
рабатывающими более древние элементы, являются обширные нало-
женные зоны общего раздробления и погружения (типа Эгейской)
и общего же поднятия (типа Южно-Балканской и Анатолийской).
Другой тип «неполного» геосинклинально-орогенного развития в
альпийском цикле заключается в том, что геосинклинальное погружение
463
по существу завершается еще в первую половину собственно-геосинкли-
нального альпийского этапа (т. е. в раннегеосинклинальную стадию),
обычно еще в юре. В течение позднегеосинклинальной стадии, а также
раннеорогенной стадии, т. е. в течение мела, палеогена и почти всего
миоцена подобные участки характеризуются квази-платформенным раз-
витием, т. е. испытывают лишь слабые поднятия и погружения, и по
мощностям и формациям отложений не отличаются от смежных районов
эпипалеозойской платформы, но в позднеорогенную стадию вновь акти-
визируются, испытывают умеренное поднятие и превращаются в сред-
негорные сооружения. Этот тип неполного развития, который можно
назвать позднеорогенным, характерен, по-видимому, лишь для некоторых
краевых участков альпийского пояса (Крым, Большой Балхан).
Ассоциации неотектонических (позднеорогенных) структур, харак-
терные для областей «неполного» развития в альпийском цикле, — мы
не встречаем в пределах Кавказской области «полного» развития, хотя
отдельные общие типы структур могут присутствовать в областях как
одного, так и другого типа. С другой стороны, некоторые типы тектони-
ческих элементов позднеорогенной стадии являются характерными толь-
ко для областей «полного» развития. К числу их в северной зоне
альпийского пояса относятся периклинальные зоны и поперечные оста-
точно-геосинклинальные прогибы типа Юж но-Каспийского и Керченско-
Таманского. За рамкой карты аналогичная ассоциация структур наблю-
дается и в южной зоне альпийского пояса (например, Мекранский пе-
риклинальный прогиб и Оманский залив между погруженными оконча-
ниями сооружений Загроса и Сулеймано-Киртарских гор).
литература
(к работам, отмеченным звездочкой имеется обширная библиография)
Абдуллаев Р. А., Джафаров X. Д. Геолого-геофизическая характе-
ристика Прикаспийского нефтеносного района Азербайджана. Аз. Гос. изд., Баку, 1962.
Абдуллаев Р. А., Султанов К. М. Новые данные о миоценовых отложе-
ниях в северо-восточных предгорьях Малого Кавказа. Дан. Аз ССР т XI
Хе 10, 1955.
А б их Г. В. Геология Армянского нагорья. Зап. Кавказ, отд. Рус. геогр. обш,
кн. XXI, 1902.
Абих Г. В. Геологические наблюдения в нагорной стране между Курой и
Араксом. Зап. Кавказ, отд. Рус. геогр. об-ва, кн. VIII, 1873.
Абих Г. В. Объяснение геологического разреза Северной покатости Кавказско-
го кряжа от Эльбруса до Бештау. Кавказский календарь на 1853 г. Тифлис, 1852.
Авдулов М. В. Строение земной коры по данным гравиметрии на Централь-
ном и Западном Кавказе. «Сов. геология», 1963, № 9.
Авдулов М. В. О геологической природе гравитационной аномалии Эльбруса.
Изв. АН СССР, серия геол., № 9, 1962.
Агабеков М. ГЛ Геологическое строение нефтяных месторождений Азер-
байджана и их формирование. Азернешр, 1963.
Агабеков М. Г. * Складчатая структура депрессионных зон Азербайджана и
условия ее формирования. Автореферат докт. дисс. Баку, 1962.
Агабеков М. Г., Ахмедбейлн Ф. С. К вопросу изучения неотектоники в
Азербайджане. Изв. АН Азерб. ССР, № 7, 1956.
Агабеков М. Г., Мамедов А. В. Геология и нефтегазоносность Запад-
ного Азербайджана и Восточной Грузии. Аз. Гос. изд. нефт. тех. л-ры, Баку, 1960.
Агабеков М. Г., Мамедов А. В. Новые данные о современных тектони-
ческих движениях Западного Азербайджана и Восточной Грузии. Изв. АН СССР,
серия геол., № 5, 1961.
А д а м и я Ш. А., М а ц х о н а ш в и л и К- Г., Хуцишвили О. Д. Неогено-
вые и четвертичные образования. В кн. «Геологическое строение и металлогенния
Юго-Восточной Грузии». Тр. ГИН АН ГССР, нов. серия, вып. I. Тбилиси, 1965.
Ажгир ей Г. Д. Два генетических типа геосиклинальной складчатости. Вестник
МГУ, серия IV. Геология, № 6, 1960.
Азизбеков Ш. А. Геология Нахичеванской АССР. Госгеолтехиздат, 1961.
Айзенберг М. А. К вопросу о природе складчатости Юго-Восточной Кахе-
тии (Груз. ССР). «Сов. геология», 1962, № 9.
Айзенберг М. А. Опыт интерпретации региональной гравиметрической кар-
тины Грузии. Тр. ин-та геофизики АН Грузин. ССР, т. XIV, 1955.
Алиев А. Г., Акаева В. П. Литология молассовой формации Азербайджа-
на. Уч. зап. Аз. Гос. ун-та, № 4, 1960.
Али-3 а де А. А*. Акчагыл Туркменистана, т. I. Госгеолтехиздат, 1961.
Али-Заде А. А., Ахмедов А. А., Куликов В. И., Шер еш ко Д. Л„
Ш а п и р о в с к и й. К вопросу заложения сверхглубинной скважины для изучения строе-
ния земной коры в Азербайджане. «Сов. геология», 1963, № 2.
А л и-3 аде К. А.* Акчагыльский ярус Азербайджана. Изд. АН Аз. ССР.
Баку, 1959.
Алферьев Г. П., Алферьева А. М. Последние страницы геологической
истории Терско-Кумской иизины. Геогр. сб. АН СССР. Геоморфология и палеогеогра-
фия, т. 1., 1952.
А м а р я н М. М. Строение и происхождение Арагаца. БМОИП, отд. геол.,
№ 1, 1965.
Андрусов Н. И. Геологические исследования на Таманском полуострове.
Материалы по геологии России, т. XXI, вып. 2, 1904.
Андрусов Н. И. Понтический ярус. Геология России, т. IV, ч. II, вып. 2.
Изд. Геол, ком., 1917.
Андрусов Н. И. Апшероиский ярус. Тр. Геол, ком., нов. серия, вып. 110, 1923.
465
Антонов Б. А. Схема новейшей тектоники юго-восточной части Малого Кав-
каза. Материалы всес. совещ. по изучению четв. периода, т. II. Изв. АН СССР, 1961.
Антонов Б. А.* Геоморфология Юго-Восточного Закавказья (в пределах Азер-
байджанской части Малого Кавказа и Талыша). Автореф. доктор, дисс. Аз. Гос. уи-т
им. Кирова. Баку, 1963.
Арзуманян С. К- Новые данные о тектонике Ереванского соленосного бас-
сейна. Изв. АН Арм. ССР, № 2, 1962.
Арзуманян С. К- Оценка перспектив нефтегазоносности Араратской котло-
вины и сопредельных районов и направление геол.-геогр. работ на нефть и газ. Изв.
АН Арм. ССР, т. XV, № 5, 1962.
Арзуманян С. К., Симонян Г. И. О новейшей тектонике Приараксин-
ского соленосного бассейна. ДАН Арм. ССР, т. XXXIX, № 1, 1964.
Артемьев М. Е. * Изостатические аномалии силы тяжести различных районов
Земного шара и некоторые вопросы их геологического истолкования.
канд. дисс., ИФЗ АН СССР, 1964.
Архангельский А. Д., Страхов Н. М. Геологическое строение и исто-
рия развития Черного моря. Изд. АН СССР, 1938.
Асланян А. Т.* Региональная геология Армении. Айпетрат, 1958.
Асланян А. Т., Б а л ь я н С. И. Следы древнечетвертичного оледенения
Армении. БМОИП, отд. геол., т. XXVIII, (6), 1953.
Астахов Н. Е. О поверхностях выравнивания на Триалетских горах (Восточ-
ная Грузия) и их связи с историей формирования долины р. Куры. Тр. Ин-та геогр.
АН Груз. ССР, т. VI, 1955.
Астахов Н. Е. Опыт геоморфологической характеристики бассейна верхнего
течения р. Иори (Восточная Грузия) в связи с неотектоническими процессами. Тр.
Ии-та геогр. им. Вахушти АН Груз. ССР, т. VI, 1955.
Астахов Н. Е. О поперечных поднятиях западной части южного склона Глав-
ного Кавказского хребта. Тр. Ин-та геогр. АН. Груз. ССР им. Вахушти, т. XX, 1964.
Астахов Н. Е. Неотектоническое районирование Кавказского перешейка
(в пределах территории Грузинской ССР). Изв. ВУЗов. Геология и разведка, 1965.
Астахов Н. Е., М а р у а ш в и л и Л. И., Ч а н г а ш в и л и Г. 3. Алазанско-
Агричайская межгорная долина в Восточном Закавказье, как современная континен-
тальная геосинклиналь. Изв. АН СССР, серия геогр., № 2, 1956.
Афанасьев Г. Д. О происхождении оз. Севан. Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 3, 1950.
Ахмедбейли Ф. С. Неотектонические движения и их отражение в структуре
предгорий Большого Кавказа. Аз. Гос. изд. Баку, 1962.
Ахмедбейли Ф. С. * Неотектоиика восточной части Большого Кавказа. Изд.
АН Аз ССР, Баку, 1966.
Бабак В. И. Очерк неотектоники Крыма. БМОИП, отд. геол., № 4, 1959.
Багдасарова А. М., Кузьмина Н. В., Нен и л ин а В. С. Сейсмич-
ность Шемахинской зоны. В кн. «Землетрясение в СССР». Изд. АН СССР, 1961.
Балавадзе Б. К.*. Гравитационное поле и строение земной коры в Грузии.
Изд. АН Груз. ССР. Тбилиси, 1957.
Балавадзе Б. К- и Шенгелая Г. Ш. Основные черты структуры зем-
ной коры Большого Кавказа по гравиметрическим данным. ДАН СССР т. 136,
№ 6, 1961.
Балавадзе Б. К-, Твалтвадзе Г. К- Строение земной коры Закавказ-
ско-Каспийской впадины по геофизическим данным. XXI сессия МГК, докл. сов. геол.,
проблема 2, раздел II. Госгеолтехиздат, 1960.
Б а л ь я н С. П. Морфологический анализ новейших тектонических движений
Армении. Материалы совещ. по изуч. четв. периода, т. II. Изд. АН Арм. ССР, 1961.
Б а л ь я и С. П. Структурная геоморфология Армянского нагорья и сопредельных
областей. Автореф. докт. дисс. Ереван, 1966.
Б а л ь я н С. И., Б о ш н а г я и И. С. Палеогеография и некоторые вопросы
гидрогеологии бассейна оз. Севан. Сб. «Вопросы геологии Кавказа». Изд. АН Арм.
ССР, 1964.
Б а р а н о в В. И., X р и с т и а и о в а Л. А. К вопросу о возрасте донных осад-
ков Тихого океана. Геохимия, № 3, 1965.
Белоусов В. В. Большой Кавказ. Опыт геотектонического исследования.
Тр. ЦНИГРИ, вып. 108, 121, 126. Часть 1, 1938, часть 2, 1940, часть 3, 1939.
Белоусов В. В. Общая геотектоника. Госгеолиздат, 1948.
Белоусов В. В. Некоторые общие вопросы тектоники области сопряжения
Крыма и Кавказа (в связи с проблемой происхождения складчатости). Сб. «Пробле-
мы тектонофизики». Госгеолтехиздат, 1960.
Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. 2 изд. Госгеолтехиздат, 1962.
Белоусов В. В., Кириллова И. В., С о р с к и й А. А. Краткий очерк
сейсмичности Кавказа в сопоставлении с его тектоническим строением. Изд. АН СССР,
серия геофиз. и геогр., № 5, 1952.
Белый В. Л. К вопросу об оценке современных тектонических движений в
проектах крупных гидроэнергетических сооружений. Вестник МГУ, серия IV, геология
(12). 1964.
466
Белый В. Л. О некоторых закономерностях формирования речных долин Да-
гестана в неоген-антропогеновое время. Изв. вузов, геол, и разв., № 3, 1965.
Бизнигаев А. Д. Платформенные складки Ставрополья, их типы и особен-
ности. Тр. Акад. Нефт. пром., вып. 2, 1955.
Благоволив Н. С.* Геоморфология Керченско-Таманской области. Изд.
АН СССР, 1962.
Благоволив Н. С., Муратов В. М. Опыт сравнительной характеристики
неотектонического развития Горного Крыма и Северо-Западного Кавказа. «Проблемы
неотектоники» (Материалы к совещанию по неотектонике). М., 1964.
Блажний Е. С. Геоморфология и основные моменты геологической истории
низовьев р. Кубани в подзнечетвертичное время. Тр. Кубанского с/х ин-та, вып. 1, 1954.
Богданов А. А., Муратов М. В., X а и н В. Е. Об основных структур-
ных элементах земной коры. БМОИП, отд. геол., № 3, 1963.
Борисенко Е. М. О тектонике миоценовых отложений Центрального Пред-
кавказья. «Геология нефти и газа», 1962, № 1.
Борисов А. А., Маловицкий Я. П. Глубинная структура дна Каспий-
ского моря по данным региональных геофизических исследований. Сб. «Складчатые
зоны Евразии». «Наука», 1964.
Будагов Б. А. Геоморфология северного склона Юго-Восточного Кавказа.
Тр. Ин-та геогр. АН Аз. ССР, т. VII, 1957.
Будагов Б. А. О характере новейших тектонических движений в районе
Шахдагского массива (Юго-Восточный Кавказ) в связи с находкой верхнесарматской
фауны. Дан СССР, т. 155, № 2, 1964.
Будагов Б. А.* Геоморфология и новейшая тектоника Азербайджанской час-
ти Большого Кавказа. Автореф. докт. дисс. Баку, 1967.
Будагов Б. А., Лилненберг Д. А., Ширинов Н. Ш. История раз-
вития гидрографической сети Юго-Восто.иого Кавказа. Изв. АН Аз. ССР, серия геол.-
геогр., № 5, 1959 н № 1, 1960.
Булейшвилп Д. А.* Геологическое строение и перспективы нефтегазонос-
ности межгорной депрессии Восточной Грузии. Гостоптехиздат, 1960.
Буньков М. С. Развитие структурных форм Терско-Сунжеиской области.
Тр. КЮГЭ, вып. 6. Гостоптехиздат, 1961.
Буряк В. Н. К истории геологического развития Восточно-Кубанского прогиба
в неогене. Тр. Краснодар, фил. ВНИИ, вып. 1, 1959.
Б ю с Е. И.* Сейсмические условия Закавказья. Изд. АН Груз. ССР, ч-1, 1948
ч-П, 1959, ч-Ш, Тбилиси, 1955.
Б ю с Е. И., Лебедева Т. М., Левицкая А. Я- Сейсмичность Кавказа.
В кн. «Землетрясения СССР». Изд. АН СССР, 1961.
Б ю с Е. И., Рубинштейн Al. М. О характере сейсмической активности
южного склона Большого Кавказа. Сообщ. АН Груз. ССР, т. XVII, № 9, 1956.
Варда и яиц Л. А. О древнем аллювии иа Ходском перевале в окрестностях
Садонского рудника. Зап. Рос. Мин. общ-ва, ч. 61, № 2. 1932.
Варданянц Л. А. О четвертичной истории Кавказа. Изв. Гос. геогр. общ-ва.
т. 65, вып. 6, 1933.
Варданянц Л. А. Причины оледенений и опыт генетической синхронизации
процессов орогении, оледенения и эрозии. Тр. И. Межд. конф. асе. по изуч. четв. пе-
риода Европы, вып. 11, 1933.
Варданянц Л. А. Сейсмотектоника Кавказа. Тр. Сейсмолог, ин-та АН СССР,
№ 64, 1935.
Варданянц Л. А. О верхнечетвертичной орогенической фазе. Тр. Сов. секции
Межд. асе. по изучению четв. периода, вып. 4, 1939.
Варданянц Л. А. О происхождении оз. Севан. Изд. АН Арм. ССР, 1948.
Варданянц Л. А. * Постплиоценовая история Кавказско-Черноморско-Каспий-
ской области. Изд. АН Арм. ССР, Ереван, 1948.
Варенцов М. И.* Геологическое строение западной части Куринской депрес-
сии. АН СССР, 1950.
Варенцов М. И. и Мордовский В. Т. Геологическое строение Север-
ного борта Гори-Мухранской депрессии. Ин-т нефти АН СССР, 1954.
Вартанов С. П., Корнев В. А. Новые данные о геологическом строении
Северного Каспия. ДАН СССР, т. 136, № 5, 1961.
Вартанов С. П., Гагельганц А. А., Левченко и др. Геологические
результаты морских геофизических исследований в СССР. XXII сессия МГК, доклады
сов. геологов, проблема 2. «Недра», 1965.
Вассоевич Н. Б. О геотектонических комплексах Грузии. Изв. Гос. геогр.
общ-ва, т. 69, вып. 3, 1938.
Вассоевич Н. Б. О крупных тектонических покровах в Восточном Закав-
казье. Зап. Всес. Минер, общ-ва, т. 69, вып. 2—3, 1940.
Вассоевич Н. Б. О времени проявления на Кавказе орогенных фаз альпий-
ской эры дислокаций. Тр. Аз. нефть, геол.-разв. ин-та, вып. 10, 1934.
Вахання Е. К. Тектоника нефтеносных районов Рачи и Южной Осетин.
Бюлл. Грузнефти, № 1 (4). Тбилиси, 1949.
467
Бахания Е. К. Геологическое строение Лечхуми. Тр. Груз, политехи, ин-та
им. Кирова, № 3 (44), 1956.
Векилов Б. Г. Четвертичные отложения Прикаспийского района Азербайджа-
на. Тр. Ин-та геологии АН Аз. ССР, т. XVII. Баку, 1956.
Векилов Б. Г. Понтический ярус Восточного Азербайджана. Изд. АН
Аз. ССР. Баку, 1962.
Беликовская Е. М. К вопросу о геологическом строении Ахалкалакского
нагорья. Сб. «Памяти проф. А. Н. Мазоровича». Изд. МОИП, 1953.
Беликовская Е. М. О древних продольных речных долинах Большого Кав-
каза. Научные докл. высшей школы. Геол.-геогр. науки, № 4, 1958.
Беликовская Е. М. К вопросу о происхождении и развитии основных
форм рельефа Большого Кавказа. Материалы совещ. по изуч. четв. периода, т. 2, 1961,
Верещагин Н. К-* Млекопитающие Кавказа. История формирования фау-
ны. АН СССР. Зоологич. ин-т., 1959.
Вихерт А. В. Ступени и гребневидные антиклинали в структуре Юго-Восточ-
ного Кавказа. Сб. «Складчатые деформации земной коры». Изд. АН СССР, 1962.
Волин А. В. Твердый сток и скорость эрозии. Изв. АН СССР, серия геогр.
и геофиз., № 5, 1946.
Волобуев В. Р. О геоморфологии Кура-Араксинской низменности. Тр. конф,
по геоморфологии Закавказья. Изд. АН Аз. ССР, 1963.
Воскресенский И. А. Об Баскальском покрове на Юго-Восточном Кавка-
зе. «Сов. геология», 1958, № 7.
Воскресенский И. А., Ханн В. Е., Шурыгин А. М. Тектонические
покровы Юго-Восточного Кавказа и условия их образования. Вестник МГУ, серия геол.,
№ 4. 1963.
Габриелян- А. А. Значение неотектоники в формировании современного об-
лика структуры и рельефа Армении. ДАН СССР, т. 72, № 4, 1950.
Габриелян А. А.* Основные вопросы тектоники Армении. Изд. АН Арм. ССР,
Ереван, 1959.
Габриелян А. А. Новейшая тектоника и сейсмичность Армянской ССР и
смежных частей Антикавказа. Изв. АН Арм. ССР., геол, и геогр. науки, № 4—5, 1963.
Габриелян А. А. * Палеоген и неоген Армянской ССР, Стратиграфия, тек-
тоника и история геологического развития. Изд. АН Арм. ССР. Ереван, 1964.
Габриелян А. А., Толмачевский А. А. Новые данные о возрасте ок-
темберянской свиты. Изв. АН Арм. ССР. «Науки о земле», 1965, № 6.
Габриелян Г. К.* Современные процессы выветривания и денудации вулка-
нического нагорья Армянской ССР. Автореф. докт. дисс., МГУ, 1966.
Гаврилов М. Д. Основные черты рельефа и четвертичной тектоники Курин-
ской впадины. В кн.: «Структурно-морфологические исследования в Прикаспии». Сб.
материалов КЮГЭ, вып. 7. Гостоптехиздат, 1962.
Гагельганц А. А., Г а.л ь п е р и и Е. И., Косминская И. П. и
Кракшина Р. И. Строение земной коры Центральной части Каспийского моря по
данным глубинного сейсмического зондирования. ДАН СССР, т. 123, № 3, 1958.
Гаджиев Р. М* Глубинное геологическое строение Азербайджана. Ба-
ку, 1965.
Гамильтон Э. Л. Возраст океанических бассейнов и первоначальные мощ-
ности донных осадков. Сб. «Рельеф и геология дна океанов». Изд-во «Прогресс», 1964.
Гамкрелидзе П. Д.* Геологическое строение Аджаро-Триалетской складча-
той системы. Изд. АН Груз. ССР, 1949.
Гамкрелидзе П. Д. Некоторые особенности расположения тектонических
зон складчатой системы южного склона Большого Кавказа. Сб. трудов ГИН АН
Груз. ССР, Тбилиси, 1959.
Гамкрелидзе П. Д. Глубинные разломы в тектоническом строении Гру-
зии. XXII сессия МГК, доклады сов. геологов (проблема 11). Недра. 1964.
Гамкрелидзе И. П. Строение северного крыла Рачинско-Лечхумской син-
клинали. Автореф. кандидат, дисс. ГИН АН Груз. ССР, Тбилиси, 1963.
Гасанов И. С. Новые данные о тектонике западной части Южно-Каспийской
котловины. Азерб. нефт. хозяйство, № 9, 1961.
Гвоздецкий Н. А.* Физическая география Кавказа. Вып. 1, 1954; вып. 2,
1957. Изд. МГУ.
Гвоздецкий Н. А. Кавказ. Очерк природы. Географгиз, 1863.
Геология Армянской ССР*. Т. I. Геоморфология. Отв. ред. Н. В. Думитрашко.
Изд. Арм. АН ССР. Ереван, 1962. Т. II. Стратиграфия. (Отв. ред. К- Н. Паффен-
гольц), 1964.
Геология и нефтегазоносность Восточного Предкавказья (под ред. И. О. Брода).
Тр. КЮГЭ, вып. 1. Гостоптехиздат, 1958.
Геоморфология Азербайджана. Глав. ред. М. А. Кашкай, ред. Н. В. Думитрашко,
В.А. Антонов. Изд. АН Аз. ССР. Баку. 1959.
Геофизическое изучение геологического строения нефтегазоносных областей Азер-
байджана.* Сб. под ред. А. А. Али-Заде. Аз. Гос. издат., 1963.
Герасимов А. П. Кавказская складчатость и вулканизм. Природа,
№ 5—7, 1922.
>468
Герасимов А. П. Геологическое строение Минераловодского района. Тр.
ЦНИГРИ. ч. 1. вып. 30, 1935; ч. 2, вып. 93, 1937.
Гн иловской В. Г К вопросу о формировании речной сети равнинного
Предкавказья. Материалы по геоморфологии и палеогеографии СССР, вып. 15. Тр.
Ин-та геогр. АН СССР, т, 68, 1956.
Гончаров В. П. Новые данные о рельефе дна Черного моря. ДАН СССР,
т. 121. № 5, 1958.
Гончаров В. П., Непрочнова А. Ф., Непрочнов Ю. П. Геоморфо-
логия и глубинное строение Черноморской впадины. Сб. «Глубинное строение Кав-
каза». «Наука», 1966.
Горелов С. К. Тектонические движения Азово-Кубанской равнины в голоце-
не (по данным изучения отложений и морфологии пойм). Материалы Всес. совещ. по
изуч. четв. периода, т. 2, 1961.
Горелов С. К- Методы количественной оценки новейших и современных
тектонических движений юго-востока Русской платформы. Вопросы геогр., сб. 63,
1963.
Горецкий Г. И. О возрастных и пространственных соотношениях антропо-
геновых террас р. Кубани. Тр. ком. по изуч. четв. периода, т. XIX, 1962.
Горин В. А. Каспийская тектоническая впадина. Тр. Ин-та геологии АН
Аз. ССР, т, 15, 1954.
Горин В. А. Закономерности размещения залежей нефти и газа в Южно-
Каспийской впадине. «Сов. геология», 1962, № 6.
Горшенин Т. А. Тектоника и история развития восточной части междуречья
Куры и Иори. РАН Аз. ССР. № 1. 1951.
Гоцадзе О. Д. О динамической характеристике очагов Кавказских земле-
трясений. Изв. АН СССР, серия геофиз., № 3, 1957.
Григорьянц Б. В.* Тектонические соотношения складчатых зон Большого
Кавказа и Апшеронской области. Из. АН Аз. ССР, 1962.
Григорьянц Б. В., Ханн В. Е. Наложенная складчатость в геосинкли-
нальных областях и условия ее образования. Изв. вузов. «Геол, и разведка»,
1958, № 12.
Громов В. И. Материалы к изучению террас р. Терека между Орджоникид-
зе и Моздоком. Тр. ИГН, вып. 33, серия геол., № 10, 1940.
Гроссгейм В. А. О влиянии четвертичных тектонических движений на сов-
ременную гидрографическую сеть восточной части Куринского прогиба. Изв. географ,
об-ва, т. 81, вып. 1, 1949.
Гроссгейм В. А. Некоторые черты рельефа Юго-Восточного Кавказа. Изв.
геогр. об-ва, т. 80, ч. 1, 1948.
Гроссгейм В. А. О смещении главного водораздела Большого Кавказа.
Изв.. Геогр. об-ва, т. 82, вып, 3, 1950.
Гроссгейм В. А., Жабрев И. И., И у стиль ников М. Р.,
Хайн В. Е., Ш а р д а н о в А. Н. Тектоническое районирование Северо-Западного
Кавказа и Предкавказья по геолого-геофизическим данным. Тектоника нефтеносных
областей., т. 2, 1958.
Губкин И. М. Тектоника Юго-Восточной части Кавказа в связи с нефте-
носностью этой области. ОНТИ, 1934.
Губкин И. М., Варенцов М. И. Геология нефтяных и газовых место-
рождений Таманского полуострова. Азнефтиздат. Баку — Москва, 1934.
Давыдова Н. И., КраснопевцеваГ. В. и др. Результаты глубинного
сейсмического зондирования на Кавказе. Сб. «Глубинное строение Кавказа», «Нау-
ка», 1966.
Джавахишвили А. Н. Геоморфологические районы Грузинской ССР. Изд.
АН СССР, 1947.
Джанелидзе А. И. Геологические наблюдения в Окрибе и в смежных ча-
стях Рачи и Лечхума. Изд. Груз. фил. АН СССР. Тбилиси, 1940.
Джанелидзе А. И. О свите позднетретичных конгломератов Кахетинского
хребта. Сообщ. АН Груз. ССР, т. X, № 3, 1949.
Джанелидзе А. И. К вопросу о геологическом строении Кахетинского хреб-
та и Алазанской долины. Сообщ. АН Груз. ССР, т. XI, № 8, 1950.
Джанелидзе А. И., Рубинштейн М. М. Геологическое строение юго-
восточной части Кахетинского хребта. Тр. Геол, ин-та АН Груз. ССР, геол, серия
т. X (XV), 1957.
Джибладзе И. Е. К морфологической характеристике террасе р. Дзирула.
Тр. Геогр. об-ва. Груз. ССР, т. VII. Изд. АН Груз. ССР, 1963.
Джибладзе Э. А. Землетрясения Большого Кавказа. Тр. Ин-та геофизики
АН Груз. ССР, т. XVI, 1957.
Д ж и к и я В. М. Результаты изучения современных движений на побережье
Черного моря по данным повторных нивелировок (Колхидская низменность). Сб.
«Глубинное строение Кавказа», «Наука», 1966.
Дзвелая М. Ф. Геологическое строение Колхидской низменности. ДАН СССР,
т. 125, № 3, 1959.
Дзиграшвили А. Т. Некоторые новые данные о возрасте континентальной
30 0731
469
толщи Кахетинского хребта и его окрестностей. Уч. зап. Азерб. Гос. ун-та, серия
геол.-геогр. наук, № 3, 1962.
Дзоценидзе Г. С. Проблема связи вулканизма с тектоникой на примере
Кавказа. XXII сессия МГК, доклады сов. геологов (проблема И). «Недра», 1964.
Д о б р ы н и и Б. Ф. Физическая география СССР Изд. 2, 1948.
Думитрашко Н. В. О пенепленах Малого Кавказа. Изв. АН СССР, серия
геол., № 2, 1950.
Думитрашко Н. В. О древнем оледенении Малого Кавказа. Тр. Ин-та
геогр. АН СССР. Материалы по геоморфологии и палеогеографии СССР, вып. 2, 1949.
Думитрашко Н. В. Об основных этапах развитии рельефа юго-восточной
части Малого Кавказа. Тр. IV геоморф. конф, по изучению Кавказа и Закавказья.
Изд. АН Арм. ССР, Ереван, 1957.
Думитрашко Н. В. Новейшая тектоника Кавказа. Материалы совещ. по
изуч. четверт. периода, т. II. Изд. АН СССР, 1961.
Думитрашко Н. В. Проблема происхождения и возраста поверхностей вы-
равнивания. Тр. конф, по геоморф. Закавказья. Изд. АН Аз. ССР, Баку, 1953.
Думитрашко Н. В., Лилиенберг Д. А. Современная тектоника Кавка-
за. «Современные движения земной коры». Сб. статей, № 1. Изд. АН СССР, 1963.
Думитрашко Н. В., Лилиенберг Д. А., Будагов Б. А.* Рельеф н
новейшая тектоника Юго-Восточного Кавказа. Изд. АН СССР, 1961.
Думитрашко Н. В., Милановский Е. Е., Хайн В. Е. Новейшая
тектоника Кавказа. «Новейшая тектоника СССР». Изд. АН Латв. ССР. Рига, 1961.
Дьяконова-Савельева Е. Н., Афанасьев Г. Д. Геологические ис-
следования в окрестностях Нор-Баязета в 1930 г. «Бассейн оз. Севан» (Гокча), т. III,
вып. 2. Изд. АН СССР и Упр. вод. хоз. Арм. ССР, Л-д, 1966.
Емельянов Е. М., Шимкус К- М. К вопросу об изучении изменчивости
глубоководных осадков Черного моря. Океанология, № 6, 1962.
Еременко Н. А. К вопросу о тектоническом строении южной впадины Кас-
пийского моря. Тр. Акад. нефт. пром., вып. 3, 1956.
Еременко Н. А. Северо-Восточное Предкавказье. «Тектоника нефтеносных
областей», т. 2, 1958.
Жемеричко М. И. Генезис складчатых движений Передовых хребтов Пред-
кавказья. Изв. вузов. «Геол, и разв»., 1964, № 5.
Ж и ж ч е н к о В. П. * Принципы стратиграфии и унифицированная схема деле-
ния кайнозойских отложений Северного Кавказа и смежных областей. Гостоптех-
издат, 1958.
Жуков М. М. О неполноте геологической летописи в связи с гипотезой «убе-
жищ» (азилей). БМОИП, отд. геол., № 4, 1946.
Забаринскин П.П. К вопросу о времени формирования некоторых струк-
тур в западной части Торско-Сунженской газонефтяной провинции. Тр. Гроз. Н. И,
сб. И, 1953.
Заварицкий А. Н. Некоторые черты новейшего вулканизма Армении. Изв.
АН СССР, серия геол., № 1, 1945.
Заридзе Г. М. Петрография магматических и метаморфических пород Грузии.
Госгеолтехиздат, 1961.
Заридзе Г. М., Татришвили Н. Ф. О возрасте Цалкинского лавового
комплекса. ДАН АН СССР, т. 59, № 2, 1948.
Зенков Н. А. Дарьяльская плотина на р. Тереке. В кн.: «Геология и плоти-
ны», т. 1. Гидроэнергопроект, 1959.
Зограбян Л. Н. О значении глубинной структуры в формировании морфо-
структуры юго-восточной части Малого Кавказа. Тр. IV конф, по геоморф. Кавказа и
Закавказья. Изд. АН Арм. ССР, 1953.
Ибрагимов Д. М. Структурно-геоморфологические особенности восточной
части северного склона Кавказа. Опыт структурно-геоморфологического картирования
восточной части северного склона Кавказа. «Структурно-геоморфологические исследо-
вания в Прикаспии». Сб. материалов КЮГЭ, вып. 7, 1962.
Иванова И. К. О возрасте травертинов горы Машук и их соотношениях с
террасами Подкумка. Бюлл. ком. по изуч. четв. периода. АН СССР, № 9, 1947.
Ильинский С. М. Верхнемиоценовые отложения Центрального и Западного
Кавказа. Верхний плиоцен Центрального Предкавказья. Геология СССР, т. IX (Се-
верный Кавказ). Госгеолиздат, 1947.
Иоселани М. С., Карцивадзе Г. Е. К вопросу сейсмогеологического
строения Ахалкалакского нагорья и некоторых смежных районов. Тр. Ин-та геофиз.
Ан Груз. ССР, т. XVIII, 1959.
Иоселани М. С., Мурусидзе Г. Ч. К вопросу применения сейсмических
методов разведки для решения некоторых задач инженерной геологии. Тр. Ин-та гео-
физ. АН Груз ССР, т. XVI, 1957.
Кадильников И. П. Вулканы Приказбекского района и Кельского нагорья.
Уч. зап. МГПИ, т. XXXIX, 1955.
Казакова Н. М. К вопросу о происхождении оз. Севан. Тр. Ин-та геогра-
фии АН СССР, т. 65. 1955.
Карапетян К. И. Классификация четвертичных вулканов Гегамского на-
470
горья и связь их с трещинной тектоникой. Сб. «Вулканизм Камчатки и некоторых дру-
гих районов». Изд. АН СССР, 1963.
Карапетян К- И. Гегамское нагорье и некоторые вопросы новейшего вул-
канизма Армении. «Проблемы вулканизма» (материалы ко II Всес. вулк. совещ.).
Петропавловск, 1964.
Карапетян П. К- О сейсмичности Кавказа. Изв. АН Арм. ССР. Геол, и
геогр. науки, № 1, 1960.
К а х а д з е И. Р., Мшвениерадзе Д. М. К вопросу о погруженных Чер-
номорских террасах. Сообщ. АН Груз. ССР, 1961.
Ка ш к а й М. А., Т а м р а з я н Г. П. Об антикавказских дислокациях на Кав-
казе. Тр. совещ. по тектонике Альпийской геосинкл. обл. юга СССР. Баку, 1956.
Квасов Д. Д. Гидрология серднеплиоценового Каспия. ДАН СССР, т. 158,
№ 2, 1964.
Кириллова И. В. О поперечной дифференциации современных тектонических
движений в зоне южного склона Восточного Кавказа. БМОИП, отд. геол., № 1, 1961.
Кириллова И. В.,* Люстпх Е. Н., Р а с т в о р о в а В. А., Сор-
с к и й А. А., Хайн В. Е. Анализ геотектонического развития и сейсмичности Кав-
каза. Изд. АН СССР, 1960.
Кленова М. В., Соловьев В. С. и др. Геологическое строение подводного
склона Каспийского моря. Изд. АН СССР, 1962.
Клопотовский Б. А. Геоморфология и палеогеография центральной части
Аджаро-Триалетской горной области. Тр. Ин-та геогр. АН Груз. ССР, т. VI, 1955.
Ковалев П. В.* Вопросы четвертичного оледенения Кавказа. Материалы Кав-
казской экспедиции МГУ (по программе МГГ), т. VI, Харьков, 1965.
Ковалев П. В. * Современное и древнее оледенение Большого Кавказа. Мате-
риалы Кавказ. Эксп. ХГУ, т. VIII, Харьков, 1967.
Ковалевский С. А. Лик Каспия. Тр. геол,- разв. конторы Азнефти, вып.
2, 1933.
Ковалевский С. А. Континентальные толщи Аджиноура (Стратиграфия
и генезис). Азнефтеразведка, Баку, 1963.
Когошвили Л. В. К вопросу о молодых тектонических движениях в связи
с происхождением Мухранской долины. Сообщ. АН Груз. ССР, т. 12, № 5, 1951.
Когошвили Л. В. Современные движения земной коры на Кавказе, (сб. «Глу-
бинное строение Кавказа»). «Наука», 1966.
Когошвили Л. В. Геологическое строение и молодые тектонические движе-
ния Тирифонско-Салтвисской долины. Тр. Геол, ин-та АН Груз. ССР, геол, серия,
т. XI (XVI), 1960.
Когошвили Л. В. Геологическое строение и развитие молодых прогибов
Мухранской и Базалетской долин. Тр. Геол, ин-та АН Груз. ССР, геол, серия, т. XIII
(XVIII), 1963.
Кожевников А. В. Новое о геоморфологии и строении аллювия долины
Кубани. Вестник МГУ, серия геол., № 1, 1961.
Кожевников А. В. Проблема сопоставления горных и равнинных оледенений
на примере Кавказа и Русской равнины. Доклады VI Международного конгресса
ИНКВА в Варшаве 1961., т. 3 (секция геморфологии). Лодзь, 1963.
Кожевников А. В. Террасы р. Сулак в предгорьях Кавказа. Сб. «Вопросы
региональной геологии СССР». Изд. МГУ, 1964.
Кожевников А. В. Эоплейстоцен Поволжья и предгорий Кавказа. Сб.
«Проблемы геологии и палеогеографии антропогена». Изд. МГУ, 1966.
Козловский Д. А. Русловые процессы и современные вертикальные движе-
ния земной коры. Изв. АН Аз. ССР, № 4, 1961.
К о л б у т о в А. Д. Геологические и геоморфологические условия местонахожде-
ния Южно-Осетинских палеолитических стоянок. Тр. Ком. по изуч. четв. периода,
т. XVIII, 1961.
Колесников В. П., Эберзин А. Г., Жижченко Б. П. Стратиграфия
СССР, т. XII (Неоген). Изд. АН СССР, 1940.
Колликов Н. П. К вопросу об условиях осадконакопления в плиоценовых
бассейнах. Изв. вузов. «Нефть и газ», 1958, № 6.
Корнев В. А. Тектоника Южно-Каспийской впадины по данным морской гео-
физической разведки. Автореф. канд. дисс. МИНХ, М., 1964.
Корнев В. А., Л у ц у к Е. М., С у н г у р о в А. М. Основные черты текто-
ники Каспийского моря по данным морских геофизических исследований. «Сов. геоло-
гия», 1962, № 12.
Корнев Г. П. Южная часть Малого Кавказа в конце плиоцена и четвертичном
периоде (неотектонические движения и палеогеография). БМОИП, отд. геол., № 6, 1960.
Корнев Г. П. Новейшие тектонические движения и перестройки гидрогра-
фической сети в бассейне верховьев р. Пшехи (Северо-Западный Кавказ). Вестник
МГУ, серия V, география, Ns 4, 1965.
Короновский Н. В.* История развития новейшего вулканизма Централь-
ного Кавказа. Вестник МГУ, серия IV, геология, № 1, 1966.
Короновский Н. В., Милановский Е. Е. Верхнечетвертичные экспло-
30*
471
зивные центры в Дарьяльском ущелье Терека (Центральный Кавказ). ДАН СССР,
т. 142. № 3, 1961.
Краснопевцева Г. В. К вопросу о глубинном строении земной коры За-
кавказья. «Сов. геология, № 2, 1966.
Крестников В. Н. О сопоставлении сейсмичности н структуры восточной
части Центрального Кавказа. ДАН СССР, т. 85. № 5. 1952.
Крестников В. Н., Нерсесов И. Л. Тектоническое строение Памира и
Тянь-Шаня и его связи с рельефом поверхности Мохоровичича. «Сов. геология,
№ И. 1962.
Криволу кци й А. Е. Тектоническая характеристика области Известнякового
Дагестана. Тр. ВНИИ, вып. 4, 1954.
Криволуцкий А. Е. К истории складчатых структур Дагестана. Изв. вузов
«Геол, и разв», № 7, 1958.
Криволуцкий А. Е. Геологический возраст Кавказского хребта. Изв.
АН СССР, серия геогр., № 2, 1961.
Крымов В. П. О некоторых особенностях структурного соотношения третичных
и мезозойских отложений Терско-Сунженской нефтегазоносной области. Изв. ВУЗов
«Нефть и газ», № 11, 1960.
Кузнецов И. Г. * Тектоника, вулканизм и этапы формирования структуры
Центрального Кавказа. Тр. ИГН АН СССР, вып. 131, серия геол. (52), 1951.
Кузнецов С. С. Происхождение оз. Гокчи. «Природа», № 7—8, 1928.
Кузнецов С. С. О некоторых геоморфологических чертах побережий оз. Се-
ван. Изв. АН СССР, отд. физ.-мат. наук. 1930.
Кузнецов С. С. Вопросы геоморфологии Закавказья. Геология СССР, т. X.
Закавказье. Госгеолиздат, 1941.
Кузнецов С. С. Основные элементы геоморфологии гор на примере Большого
Кавказа. Уч. зап. ЛГУ, № 102, серия геол, наук, вып. 1, 1950.
Кулиев Р. Я- Основные вопросы геоморфологии Карабахского вулканического
нагорья. Сб. «Вопросы географии Азербайджана». Баку, 1964.
Куш ев С. Л. Геоморфология. В кн.: «Геология и рудные месторождения Цен-
трального Кавказа». СОПС АН СССР, 1948.
К У ш е в С. Л. Геоморфологические наблюдения в Центральном Кавказе.
Тр. Ин-та геогр. АН СССР, т. 61, 1952.
Л а л и е в А. Г. К вопросу геотектонической природы и истории геологического
развития Колхидской низменности. Тр. Геол, ин-та АН Груз. ССР., геол, серия, т. X
(XV), 1957.
Лашхия Л. И. Геология дна Среднего Каспия (геоморфология, тектоника,
донные отложения). Автореф. канд. дисс. ИГ и РГИ, М., 1965.
Лебедев Л. И., Маев Е. Г. Верхнечетвертичные осадки и геологическое
строение Апшеронского порога Каспийского моря. XXII сессия МГК, доклады сов,
геологов (проблема 16). «Наука», 1964.
Лебедева Н. А. Геоморфология Лабпно-Зеленчукского междуречья Северо-
Западного Кавказа. Сб. «Геология и полезные иск. срединной части Северного Кав-
каза. Изд. АН СССР, 1956.
Лебедева Н. А.* Континентальные антропогеновые отложения Азово-Кубан-
ского прогиба и соотношение их с морскими толщами. Тр. ГИН, вып. 84, 1963.
Лебедева Н. Б. Условия и некоторые вопросы механизма образования гли-
няных диапиров Керченско-Таманской области. Сб. «Складчатые деформации земной
коры». Изд. АН СССР, 1962.
Левинсон В. Г. О структурно-геоморфологических исследованиях в Азово-
Кубанской впадине. Сб. «Геол, строение и перспективы нефтегазоносности Предкав-
казья». Приложение к № 8 журн. «Геология нефти», 1958.
Л е в и н с о н-Л е с с и н г Ф. Ю. Армянское вулканическое нагорье. Природа,
№ 5, 1928.
Левицкая А. Я., Муратов М. В. О связи сейсмичности с тектонической
структурой Черноморской впадины и окружающих ее областей. Изв. АН СССР, серия
геофиз., Ns 4, 1959.
Леонтьев Л. Н. О темпе молодых поднятий Центральной части Малого Кав-
каза. Изв. АН Аз. ССР, № 10, 1945.
Леонтьев Л. Н. Тектоническое строение и история геотектонического раз-
вития Малого Кавказа. БМОИП, отд. геол., № 4, 1949.
Леонтьев Л. Н„ X а и н В. Е. К истории складообразования и интрузив-
ной деятельности на Малом Кавказе. Изв. АН СССР, серия геол., № 6. 1951.
Леонтьев О. К-, Халилов А. И.* Природные условия формирования бе-
регов Каспийского моря. Изд. АН Аз. ССР, Баку. 1965.
Л и л и е н б е р г Д. А.* Рельеф южного склона восточной части Большого Кав-
каза. Изд. АН СССР, 1962.
Личков Б. Л. К характеристике геоморфологии и стратиграфии Алагеза.
Ч. I. Алагез (потухший вулкан Армянского нагорья), т. I. Тр. СОПС АН СССР, серия
Закавк., вып. 3, 1931.
Л о м и з е М. Г., Хайн В. Е. Древние долины и перестройка речной сети на
472
Западном Кавказе под влиянием новейших движений. Вестник МГУ, серия V, геогра-
фия, № 4, 1965.
Лопатин Г. В. Наносы рек СССР. Географгиз. 1952.
Лотиев Б. К. О некоторых особенностях тектоники Передовых хребтов. Изв.
вузов. «Нефть и гаё», № 10, 1959.
Лотиев Б. К-, Смирнова М. Н., Ткачук А. Е. О распространении
акчагыльской трансгрессии на Ставрополье. Тр. Грози. НИ., сб. 26, 1962.
Лотиев Б. К., Стерленко Ю. Л., Васин Тектоника Черногорской
моноклинали Северной Осетии и возможная нефтеносность ее структур. Тр Грозн
НИ, вып. 16, 1955.
Лычагин Г. А. Ископаемые грязевые вулканы Керченского полуострова.
БМОИП, отд. геол., № 4, 1952.
Любин В. П., Колбутов А. Д. Древнейшее поселение человека на терри-
тории СССР и палеогеография антропогеиа. Тр. ком. по изуч. четв. периода,
№ 26. 1961.
Маев Е. Г. О проявлении конседиментационной складчатости на дне Южного
Каспия. ДАН СССР, т. 137, № 1, 1961.
Маев Е. Г. * Донные отложения южной части Каспийского моря. Автореф.
канд. дисс. ИГ и РГИ, М., 1964.
М а л о в и ц к и й Я- П.* Тектоника акваторий южных морей СССР и перспек-
тивы их нефтегазоносности (по данным морских геофизических исследований). Авто-
реф. докт. дисс. ИГ и РГИ, М., 1964.
Маловицкий Я- П., Б о кун В. В. Новые данные сейсморазведки МОВ
о геологическом строении континентального склона и глубоководной впадины аква-
тории Черного моря. Вопросы геол, и нефтегазоносности Кавказа и Предкавказья,
серия геол. ЦНИИТЭ нефтегаз. М., 1963.
Маловицкий Я. П., Б ок у и Р. А., Мартынова Г. П. Новые данные
о геологии морского продолжения Северо-Западного Кавказа. Нефтегазовая геология
и геофизика, № 7, 1963.
Маркевич В. П. Геологическое строение Восточной Грузии. Изд. АН СССР
(Ин-т нефти), 1954.
Маруашвили Л. И. Структура и рельеф Большого Кавказа. «Природа»,
1937, № 4.
Маруашвили Л. И. Морфология и история развития новейших вулканичес-
ких сооружений Южной Грузии. Сообщения АН Груз. ССР, т. 17, № 4, 1956.
Маруашвили Л. И.* Целесообразность пересмотра существующих представ-
лений о палеогеографических условиях ледникового времени на Кавказе. Изд. АН
Груз. ССР, 1956.
Маруашвили Л. И. Закономерности формирования террас в орогенах (по
наблюдениям на Кавказе). Материалы II геоморф, совещ. М., 1959.
Маруашвили Л. И. Террасы р. Кодор, как пример террасообразования в
горных странах. Сообщ. АН Груз. ССР, т. 24, № 1, 1960.
Маруашвили Л. И. Вопросы палеогеографии четвертичного периода на Кав-
казе в свете новейших региональных и общих представлений. Материалы совещ. по
изуч. четв. периода, т. II, 1961.
Маруашвили Л. И. Схема четвертичных (посткиммерийских) палеогеогра-
фических изменений территории Закавказья. Уч. зап. Аз. Гос. ун-та, серия геол.-геогр.,
наук № 3, 1962.
Масляев Г. А. Неотектоника Предкавказья. ДАН СССР, т. 135, № 5, 1960.
Масляев Г. А. Новые данные о распространении неогеновых отложений в
Предкавказье. Тр. треста «Союзбургаз», вып. 4. «Недра», 1964.
Масуренков Ю. П. Кайнозойский вулканизм Эльбрусской вулканической
области. Тр. ИГЕМ, в. 51, 1961.
Меладзе Г. К., А д а м и я III. А., Д з о ц е н и д з е Н. М., Мацхонашви-
ли Г. К. О возрасте «базалетской серии». Изв. геол, об-ва Грузии, т. 4, вып.
2, 1964.
Маханьков О. М. Геологическое строение Нижнекуринской депрессии и
некоторые вопросы формирования залежей нефти и газа. «Геология нефти»,
1958, № 11.
Мели к-Б арху даров К. Б., Тумикян Г. Г. О тектонике Алятской гря-
ды. «Геология нефти», 1958, № 11.
Мефферт Б. Ф. Геологический очерк Лечхума. Геологические исследования
в Рачинском уезде Западной Грузии в 1928. Материалы по общей и прикл. геол.
Геолком, вып. 140, 1930.
Мехтиев Ш. Ф., Байрамов А. С. Основные черты геоморфологии Лен-
коранской области. Тр. конф, по геоморф. Закавказья. Изд. АН Аз. ССР, Баку, 1953.
Милановский Е. Е. Новые данные о строении неогеновых и четвертичных
отложений бассейна оз. Севан. Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1952.
Милановский Е. Е. О соотношении крупных форм рельефа и новейшей
тектонической структуры Малого Кавказа. Уч. зап. МГУ, (геология), т. 5, вып.
161, 1952.
Милановский Е. Е. Некоторые основные вопросы истории тектонического
473
развития Малого Кавказа. Тр. совещ. по тектонике альпийской геосинклинальиой об-
ласти юга СССР. Изд. АН Аз. ССР, Баку, 1956.
Милановский Е. Е. О неогеновом и антропогеновом вулканизме Малого
Кавказа. Изв. АН СССР, серия геол., № 10, 1956.
Милановский Е. Е. Основные черты развития центральной части Малого
Кавказа в плиоцене и антропогене. Тр. ком. по изуч. четв. периода, т. XIII, 1957.
Милановский Е. Е. История формирования Севанской впадины в свете
представлений о неотектонике Малого Кавказа. Тр. IV геоморфологической конфе-
ренции по изучению Кавказа и Закавказья. Изд. АН Арм. ССР, Ереван, 1957.
Милановский Е. Е. Тектоническое положение и некоторые черты истории
кайнозойского магматизма Эльбрусской вулканической области. БМОИП, отд. геол.,
№ 4, 1959.
Милановский Е. Е. Основные черты молодого вулканизма Большого Кав-
каза. «Вопросы вулканизма». Материалы I всесоюзн. вулкан, совещ. Изд.
АН СССР, 1962.
Милановский Е. Е. О следах верхнеплиоценового оледенения в высокогор-
ной части Центрального Кавказа. ДАН СССР, т. 130, № 1, 1960.
Милановский Е. Е. Новейший вулканизм Альпийской геосинклинальиой
области юга СССР (на примере Кавказа). «Сов. геология», 1960, № 4.
Милановский Е. Е. Новейшая тектоника Севанской впадины БМОИП, отд.
геол., Ns 5, 1960.
Милановский Е. Е. Основные черты истории плиоценового и антропогено-
вого вулканизма Кавказа. Материалы всесоюзн. совещ. по изуч. четв. периода СССР,
т. II, Изд. АН СССР, 1961.
Милановский Е. Е. Новейшая тектоника Армянской ССР и прилегающих
районов Закавказья. Геология Армянской ССР, т. I. Геоморфология, изд. АН
Арм. ССР, 1962
Милановский Е. Е. Пять очерков по геоморфологии Армении: «Севанская
впадина», «Севанский (Шахдагский) хребет», «Восточно-Севанский хребет», «Памбак-
ская долина», «Варденисское нагорье», Геология Армянской ССР, т. I. Геоморфология.
Изд. АН Арм. ССР, 1962.
Милановский Е. Е. О некоторых особенностях структуры и истории разви-
тия шовных зон (на примере Кавказа). «Сов. геология», 1962, № 6.
Милановский Е. Е. К палеогеографии Каспийского бассейна в среднем и
начале позднего плиоцена (балаханский и акчагыльский века). БМОИП, отд. геол.,
№ 3, 1963.
Милановский Е. Е. Современная структура Кавказа и прилегающих глу-
боководных впадин как отражение стадий эволюции земной коры в Альпийской
геосинклинальиой области. Вестник МГУ, серия IV, Геология. № 1, 1963.
Милановский Е. Е. Основные вопросы новейшей тектоники Кавказской об-
ласти. Сб. «Активизированные зоны земной коры, новейшие тектонические движения
и сейсмичность. Материалы II Всес. тект. совещ. в Душанбе. «Наука», 1964.
Милановский Е. Е. Некоторые закономерности тектоники и магматизма
орогенного этапа развития Альпийского геосинклипального пояса, Юго-Восточной
Европы и Юго-Западной Азии. МГК, XXII сессия, доклады сов. геологов (проблема
11). «Гималайский и альпийский орогенез». «Недра». 1964.
Милановский Е. Е. О верхнеплиоценовом оледенении Центрального Кав-
каза. Инф. сборник о работах по МГГ, № 10. Международн. совещ. при геогр. фак-те
МГУ и ИГ АН СССР по изучению оледенения Кавказа. Изд. МГУ, 1964.
Милановский Е. Е. Проблема происхождения Черноморской впадины и ее
место в структуре альпийского пояса. Вестник МГУ, геология, № 1, 1967.
Милановский Е. Е. * Новейшая (позднеорогенная) стадия геологического
развития Кавказа. Авторёф. докт. дисс., МГУ, 1965.
Милановский Е. Е. Основные вопросы истории древнего оледенения Цен-
трального Кавказа, Сб. «Проблемы геологии и палеогеографии антропогена» Изд
МГУ, 1966.
Милановский Е, Е. Короновский Н. В. Геологическое строение и ис-
тория формирования вулкана Эльбрус. Материалы по региональной геологии СССР.
Тр. ВАГТ, вып. 6 Тр. Кавказской экспедиции МГУ. № 1. Госгеолтехиздат, 1960.
Милановский Е. Е., Короновский Н. В. Новые данные о древней-
ших этапах развития вулкана Эльбрус. ДАН СССР, т. 141, № 2, 1961.
Милановский Е. Е., Каминский Ф. В., Седенко С. М. Геологи-
ческое строение и история формирования Верхнечегемского вулканического нагорья.
Сб. «Геология Центрального н Западного Кавказа». Тр. Кавказской экспедиции МГУ,
№ 3. Гостоптехиздат, 1962.
Милановский Е. Е„ Хайн В. Е.* Геологическое строение Кавказа. Изд.
МГУ, 1963.
Милановский Е. Е., Хайн В. Е. Большой Кавказ. Предкавказские кра-
евые прогибы, Куринская и Рионская межгорные впадины, Малый Кавказ. Тектоника
Европы (объяснительная записка к межд. тектон. карте Европы м-ба 1:2500000).
Изд. «Наука» и «Недра», 1964.
474
Милановский Е. Е., Хайн В. Е. Глубинная структура земной коры и
ее эволюция в ходе геологической истории. Сб. «Строение и развитие земной коры».
Материалы II Всес. совещ. по проблемам тектоники в Москве. «Наука», 1964.
Милановский Е. Е., Короновский Н. В. Плиоцен-четвертичные об-
разования и неотектоника Большого Кавказа в полосе Военно-Грузинской дороги.
БМОИП, отд. геол., № 6, 1964.
Мирчинк Г. Ф. Соотношение четвертичных континентальных отложений Рус-
ской равнины и Кавказа. Изв. асе. н.-исс. ин-тов при физ.-мат. фак-те МГУ, т. 2, вып.
3—4, 1928.
Мирчинк Г. Ф. Корреляция континентальных четвертичных отложений Рус-
ской равнины и соответствующих отложений Кавказа и Понто-Каспия. Материалы
по четв. периоду СССР, 1936.
М и р ч и н к М. Ф., Крылов Н. А., Л е т а в и н А. И., М а л о в и ц к и й Я. П.
Тектоника Предкавказья. Гостоптехиздат, 1963.
Мкртчан К. А. К характеристике послевюрмских тектонических движений
бассейна р. Памбак. Сб. «Вопросы геол, и гидрогеол. Арм. ССР». Изд. Арм. ССР, 1956.
Мкртчан К- А. К вопросу о молодой структуре и районирования новейших
тектонических движений в Северной Армении. Изв. АН Арм. ССР. серия геол, и
геогр. наук, № 2, 1959.
Москвитин А. И. Террасы р. Белой. Изв. Гос. геогр. об-ва, т. 65,
вып. 4, 1933.
Москвитин А. И. Ледниковые образования Красной Поляны, террасы р.
Мзымты и части Черноморского побережья Кавказа. Бюлл. ком. по изуч. четв. перио-
да, № 4, 1938.
Москвитин А. И. Климатические данные, определяющие нижнюю стратигра-
фическую границу плейстоцена. Изв. АН СССР, серия геол., №2 , 1960.
Д'! у р а т о в М. В.* Неотектоника и рельеф Северо-Западного Кавказа. Авто-
реф. канд. дисс. Ин-т геогр. АН СССР, 1964.
Муратов М. В.* Тектоника и история развития альпийской геосинклиналь-
ной области юга Европейской части СССР и сопредельных стран. Тектоника СССР,
т. 2, Изд. АН СССР. 1949.
Муратов М. В. История тектонического развития глубокой впадины Черного
моря и ее возможное происхождение. БМОИП, отд. геол., № 5, 1955.
Муратов М. В. Четвертичная история Черноморского бассейна в сравнении
с историей Средиземного моря. БМОИП, отд. геол. № 5, 1960.
Муратов М. В.* Краткий очерк геологического строения Крымского полу-
острова. Госгеолтехиздат, 1960
Муратов М. В. Тектонические структуры альпийской геосинклинальной об-
ласти Восточной Европы и Малой Азии и история их развития. XXI сессия МКГ
доклады сов. геологов (проблема 18). 1960.
Муратов М. В. История тектонического развития альпийской складчатой
области Юго-Восточной Европы и Малой Азии. Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 2, 1962.
Муратов М. В. Структурные комплексы и этапы развития геосинклинальных
складчатых областей. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1963.
Муратов В. М. Палеогеография киммерийского века среднего плиоцена
в области Черноморско-Каспийского бассейна. Литология и полезные ископаемые,
№ 4, 1964.
М у с т а ф а б е й л и М. А., Л и б е р з о н И. М., Аксельрод М. А. О строении
южного борта Кусаро-Дивичинского синклинория в пределах Ханагинского участка.
Уч. зап. Аз. Гос. ун-та, геол.-геогр. серия, № 5, 1959.
Мусеибов М. А. Новейшая тектоника и рельеф Западного Азербайдажана
и Юго-Восточной Кахетии. Уч. зап. Аз. Гос. ун-та, геол.-геогр. серия, № 1, 1962.
Мусеибов М. А.* Геоморфология и новейшая тектоника средней части Ку-
ринской впадины. Автореф. докт. дисс. Аз. Гос. ун-та, Баку, 1963.
Мусеибов М. А. О интенсивности проявления новейших тектонических дви-
жений в пределах Курннского межгорного прогиба. Уч. зап. Аз. Гос. ун-та, серия
геол.-геогр., № 4, 1964.
Мусеибов М. А. Четвертичная история развития рельефа средней части
Куринской впадины. Уч. зап. Аз. Гос. ун-та, серия геол.-геогр., № 3, 1964.
Назарян А. И. Вулканические породы и озерно-континентальные отложения
нижнего течения р. Раздан. Изв. АН Арм. ССР, геол, и геогр. науки, XV, № 5, 1962.
Назарян А. Н. Плиоценовые озерные отложения верховьев р. Воротан.
Тр. Упр. геологии и охр. недр при Совете Министров Арм. ССР, № 2, Ереван, 1959.
Назарян X. Е. История развития рельефа бассейнов рек Азат, Веди, Чанахчи.
Наук. тр. Ереван. Гос. ун-та, серия геол., т. 53, вып. 3, 1966.
Неманишвили С. Н. Некоторые признаки неотектоники в бассейне р. Ин-
гури. Сообщ. АН Груз. ССР, т. XXVIII, № 2, 1962.
Несмеянов Д. В. Структурное развитие и нефтегазоносность передовых
антиклинальных зон Дагестана. Тр. КЮГЭ АН СССР, вып. 4. Гостоптехиздат, 1954.
Нефедьева Т. А. Агманганское вулканическое нагорье (краткий геоморфо-
логический и палеогеографический очерк). Тр. Ин-та географии АН СССР, т. 47, 1950.
475
Нефедьева Е. А. Роль новейших тектонических движений в формировании
речных долин Малого Кавказа. Изв. АН СССР, серия географ., № 6, 1961.
Никитин П. Н. Новые данные о землетрясениях в Ставропольском крае.
Материалы по изуч. Ставропольского края, вып. 6, 1954.
Никифорова К- В. Корреляция антропогеновых отложений по данным маг-
нетизма. Сб. «Основные проблемы изучения четвертичного периода. Изд. «Нау-
ка», 1965.
Николаев Н. И. О возрасте рельефа Центрального Кавказа и Предкав-
казья. Тр. МГРИ, т. XXIII, 1948.
Николаев Н. И. Новейшая тектоника Черного моря в связи с проблемой
направления развития земной коры. Проблемы неотектоники (тезисы докладов совещ.
по неотектонике). М., 1964.
Николаев Н. И.* Новейшая тектоника СССР. Изд. АН СССР, 1949.
Николаев Н. И.* Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе
территории СССР. Госгеолтехиздат, 1962.
Обручев В. А. Основные черты кинетики и пластики неотектоники. Изв.
АН СССР, серия геол., № 5, 1948.
Овчинников А. М. Заметка о террасах Боржома. Изв. Гос. геогр. об.-ва,
т. 65, вып. 1, 1933.
Овчинников А. М. Геологическое строение долин речек-близнецов Боржом-
ки и Черной (Гуджаретис-Цхали) в Триалетском хребте (Грузия). Билл. ком. по
изуч. четв. периода, № 10, 1947.
Оганезов Г. Г. Подземные воды Араратской котловины, т. 1, Энергети-
ческие факторы в тектонике Араратской котловины. Изд. АН Арм. ССР, Ереван,
1957.
Оганисян Ш. С. Гравитационное поле Мазринской котловины. Изв. АН
Арм. ССР, серия геол, и геогр., № 2, 1959.
Оленин В. Б., Соколов Б. А. Тектоническое строение и перспективы неф-
тегазоносности Колхидской низменности и смежных районов. «Сов. геология»,
1959, № 5.
Олюнин В. Н. К истории оледенения юго-восточной горной части Кабардин-
ской АССР. О возникновении основных форм рельефа полуостровов Абрау и Дооб
(в районе Новороссийска). Материалы по геоморф, и палеотект. СССР, вып. 10, Тр.
Ин-та географии АН СССР, т. 63, 1953.
Орловский В. Г. Геологическое строение Мало-Кабардинского хребта.
«Поверхность и недра», № 4—6, 1926.
Освальд Ф. К истории тектонического развития Армянского нагорья (пере-
вод А. И. Шишкиной с предисл., примеч. и доп. В. В. Богачева). Зап. Кавк. отд.
геогр. общества, т. XXIX, вып. 2, Тифлис, 1915.
Панов Д. Г., Сафронов И. Н. О геоморфологическом районировании Се-
верного Кавказа. Тр. по геологии и полезным ископаемым Северного Кавказа, вып.
IX. СКГУ, Ставрополь, 1959.
Панов Д. Г., Хрусталев Ю. П. Об истории развития Азовского моря
в голоцене. ДАН СССР, т. 166, № 2, 1966.
Панов Ю. И. О террасах р. Кубани. Тр. Гидропроекта, сб. 3 «Инженерная
геология», 1960.
Павлинов В. Н.* Формы и механизм образования малых интрузий типа
лакколитов. Изд. МГРИ, 1949.
Папалашвили В. Г., Иоселани М. С. Некоторые данные о сейсмич-
ности юго-восточной части Большого Кавказа. Тр. Ин-та геоф. АН Груз. ССР,
т. XVIII, 1959.
Паффенгольц К. Н. Стратиграфия четвертичных лав Восточной Армении.
Зап. Всерос. минер, об-ва, серия 2, ч. 60, вып. 2, 1931.
Паффенгольц К. Н. Бассейн оз. Гокча (Севан). Геологический очерк.
Тр. ВГРО НКТП СССР, вып. 219, ОНТИ, 1934.
Паффенгольц К. Н. Сейсмотектоника Армении и прилежащих частей Ма-
лого Кавказа. АН Арм. ССР, Ереван, 1946.
Паффенгольц К- Н.* Геологический очерк Кавказа. Изд. АН Арм. ССР,
Ереван, 1959.
Паффенгольц К. Н. Постплиоцен Армении. В ки.: «Геология Армянской
ССР», т. II, Изд. АН Арм. ССР, 1964.
Пахомов В. Е. К геоморфологии Дзегви-Даллярского участка долины р. Куры
(Закавказье). Т. 69, вып. 5, 1937.
Покрасс Е. П. О новейшей тектонике Центрального Предкавказья по данным
геоморфологии. ДАН СССР, т. 81. № 15, 1951.
Попов Г. И. История Манычского пролива в связи со стратиграфией черно-
морских и каспийских четвертичных отложений. БМОИП, отд. геол., т. XXX (2), 1955.
Попов Г. И. Корреляция Черноморских и Каспийских четвертичных отложе-
ний. Материалы совещ. по изуч. четв. периода, т. II, 1961.
Потапов И. И.* Апшеронская нефтеносная область. Изд. АН СССР. 1955.
Пустильников М. Р. О тектонике Западного Предкавказья. «Сов. геоло-
гия». № 57, 1957.
476
Пустовалов И. Ф. Геологический очерк Кусарской наклонной равнины в
Азербайджане. Тр. ЦНИГРИ, вып. 83, ОНТИ, 7, 1936.
Путкар а д з е А. Л.* Бакинский архипелаг. Азернешр, 1958.
Растворова В. А. Роль разрывной тектоники в формировании рельефа Крас-
нополянского района Большого Кавказа. БМОИП, отд. геол., № 3, 1961.
Растворова В. А. Сопоставление новейших движений и регионального
гравитационного поля Кавказа. БМОИП, отд. геол., т. XXXV, ч. 2, 1960.
Растворова В. А. О древних денудационных поверхностях Центрального
Кавказа. БМОИП, отд. геол., № 6, 1963.
Растворова В. А., Щербакова Е. М. Поднятие Центрального Кавказа
за поздне- и послеледниковое время. Современ. движения земной коры. Сб статей
№ 1, Изд. АН СССР, 1963.
Рейнгард А. Л. К вопросу о делении Кавказа на морфологические области
(предварительное сообщение). Изв. Кавк. отд. Рус. геогр. об-ва, № 2—3 за 1917 г.
Тифлис, 1917.
Рейнгард А. Л. Ледниковый период Кавказа и его отношение к оледенени-
ям Альп и Алтая. Тр. Междунар. конф, по изучению четв. периода Европы, вып.
2, 1933.
Рейнгард А. Л. Наблюдения по четвертичной геологии в центральной части
Предкавказской равнины, между Кумой и Тереком. Материалы ЦНИГРИ (Регион,
геология и гидрогеология), ст. 2, 1938.
Рейнгард А. Л. Морфогенез массива Алагеза в свете новых геологических
данных. Изв. Гос. геогр. об-ва, т. 71, вып. 3, 1939.
Рейнгард А. Л. К вопросу о послетретичных тектонических движениях на
Кавказе. Тр. сов. секции ИНКВА, вып. 4, 1939.
Рейснер Г. И. Построение карт градиентов скорости вертикальных текто-
нических движений земной коры на примере Северного Тянь-Шаня. Изв. АН СССР,
серия геофиз., № 9, 1960.
Ренгартен В. П. История долины Ассы на Северном Кавказе. Изв. Гос.
геогр. об-ва, т. 57, № 2, 1925
Ренгартен В. П. Геологический очерк района Военно-Грузинской дороги.
Тр. ВГРО, вып. 6, 1932.
Ренгартен В. П. Стратиграфия мезозойских и кайнозойских отложений Ка-
бардинской АССР. Природные ресурсы Кабардинской АССР. СОПС АН СССР, 1946.
Рихтер В. Г. О послехвалынской истории Каспия. Сб.: «Структурно-геоморф.
исслед. в Прикаспии». Материалы КЮГЭ, вып. 7, 1962.
Рихтер В. Г. Некоторые черты современной тектоники впадины Каспийского
моря. ДАН СССР, т. 126, № 2, 1959.
Родзянко Г. Н. К вопросу стратиграфии террас р. Кубани и плиоценовых
отложений Ергеней и Западного Предкавказья. Материалы Всес. совещ. по изуч. четв.
периода, т. 2, Изд. АН СССР, 1961.
Р о н о в А. Я. История осадконакопления и колебательных движений Евро-
пейской части СССР. Тр. Геофиз. ин-та АН СССР, 3 (130), 1949.
Ростовцев Н. О., Буряк В. Н. Основные этапы геологической истории и
современная структура Восточно-Кубанского прогиба и прилегающих районов Большо-
го Кавказа. Изв. вузов. «Геол, и разв.», № 2, 1959.
Рубинштейн М. М. Опыт интерпретации сейсмических данных по терри-
тории Грузии. Тр. Геол, ин-та АН Груз. ССР, геол, серия, т. 10 (15), 1957.
Рычагов Г. И. История развития Восточного Предкавказья в верхнеплиоце-
новое и четвертичное время. Уч. зап. МГПИ им Ленина, т. 120, география, вып.
3, 1958.
Рябов В. М. О возможных горизонтальных неотектонических движениях в
прибрежной зоне Дагестана и их влияние на размешение нефтегазоносных структур.
«Геология нефти и газа», № 6, 1964.
С а а д я н Ю. В. К стратиграфическому расчленению и палеогеографии времени
образования антропогеновых озерных и озерно-речных отложений Ленинаканской
котловины. «Сов. геология», № 2, 1966.
Сажина М. П. Мощность земной коры и связь ее с рельефом и антиклина-
лями силы тяжести. «Сов. геология», № 8, 1962.
Саидов М. Н., Кучапин А. В. Третичные сложения южного побережья
Каспия. Сб. «Материалы по геологии и нефтегазоносности Средней Азии». Тр.
ВНИГНИ, вып. XXIII, 1959.
Самедов Ф. И. Нефтяные камни. Азнефтеиздат, 1959.
Саркисян С. Г., Шаповалова Г. А. Петрография майкопских и сар-
матских отложений Восточной Грузии и палеогеография времени их образования.
Изд. АН СССР, 1952.
Сафронов И. Н. О новейших тектонических движениях в области Северо-
Западного Кавказа по данным изучения террас р. Кубани. «Сов. геология»,
№ 54, 1956.
Сафронов И. Н. О поверхностях выравнивания Северного Кавказа. Тр. по
геол, и полезн. ископ. Сев. Кавказа, вып. IX. Ставрополь, 1959.
477
Сафронов И. Н. Плиоценовая и четвертичная история Западного Предкав-
казья. Материалы Всес. совещ. по изуч. четв. периода, т. II, 1961.
Сафронов И. Н*. Геоморфология Северного Кавказа. Автореф. докт. дисс.
Геогр. фак. МГУ, 1964.
С к а р я т и н В. Д. Субмеридиональная зона повышенной трещиноватости на
Северо-Восточном Кавказе и приуроченность к ней нефтепроявлений. Сб.: «Глубинные
разломы». «Недра», 1964.
Соболев Н. Д., Лебедев-Зиновьев А. А., Назарова А. С. и др.
Неогеновые итрузивы и домезозойский фундамент района Кавказских Минеральных
вод. Тр. ВИМС, вып. 3 (нов. серия), 1959.
Соболев Д. Н. К геоморфологии окрестностей Кисловодска. «Природа»,
№ 3, 1938.
Соколов Н. Н. Геоморфологический очерк Черкесского округа. Тр. Сев.
Кав. ассоциации научно-исслед. ин-та, № 65. Растов-на-Дону, 1930.
Сократов Б. Г.* Тектоника и перспективы нефтегазоносности южной части
Центрального Предкавказья. Гостоптехиздат, 1960.
Соллогуб В. Б.* Тектоника Передовых прогибов Альпийской геосинклиналь-
ной области и сопредельных районов Европейской части СССР (по данным геофиз.
исслед.). Изд. АН УССР, 1960.
С о л о в к и н А. Н. Реликты древних речных долин в области Юго-Восточного
Кавказа. ДАН Аз. ССР, т. 2, 1949.
Соловьев В. Ф. Некоторые вопросы тектоники Каспийского моря. Тр. совещ.
по тектоники Альп, геосинкл. обл. юга СССР. Изд. АН Аз. ССР, 1956.
Соловьев В. Ф., Кулаков Л. С., Лебедев Л. И., Маев Е. Г.
Основные черты рельефа и геологической структуры дна Среднего и Южного Каспия.
Сб. материалов КЮГЭ, вып. 7. Гостоптехиздат, 1962.
Соловьев В. Ф., Маев Е. Г., Юнов А. Ю. Проявления грязевого вулка-
низма в глубоководной части Южного Каспия. ДАН СССР, т. 1, № 5, 1961.
С о р с к и й А. А. О соотношении глубинного и поверхностного строения Большо-
го Кавказа. «Сов. геология», № 1, 1962.
Со рек ий А. А. Типы геосинклинальной складчатости Кавказа и условия их
формирования. Сб.: «Складчатые зоны Евразии». «Наука», 1964.
С о р с к и й А. А. О причинах отсутствия «гранитного слоя» в осевых частях
Черноморской и Южно-Каспийской впадин. VII конгресс КБГА, доклады, часть VI.
София, 1965.
С о р с к и й А. А., Кириллова И. В. Некоторые новые данные по текто-
нике Юго-Восточного Кавказа (к вопросу о баскальском покрове). «Сов. геология»,
№ 41, 1954.
С о р с к и й А. А., Ш о л п о В. Н. История развития и механизм образования
коробчатых складок Известнякового Дагестана. Сб. «Складчатые деформации земной
коры». Изд. АН СССР, 1962.
Субботин С. И Строение земной коры впадины Черного моря, причины и
схема ее образования. Геофиз сб., вып. 1 (12). Изд. АН УССР, 1965.
Султанов К. М. Апшеронской ярус Азербайджана. Автореф. докт. дисс.
Баку, 1965.
Схиртладзе Н. И.* Постпалеогеновый эффузивный вулканизм Грузии. Геол,
мн-т АН Груз. ССР, монографии, № 8, Изд. АН Груз. ССР, 1958.
С я г а е в Н. А. Тектоническое строение верхнего структурного этажа в Восточ-
ном Предкавказье и в Северо-Западном Прикаспии. Структурно-геоморф. исследова-
вия в Прикаспии. Сб. материалов КЮГЭ, вып. 7, 1952.
Страхов В. А. Хвалынские террасы в районе Аджикабульского озера. Изв.
АН Аз. ССР, сб геол.-геогр., № 1. 1960.
Т а м р а з я и Г. П. О наличии глубинного разрыва на Юго-Западном Кавказе.
Изв. АН СССР, серия геол., № 8, 1960.
Т а м р а з я н Г. П. Структурная схема Апшеронского полуострова и прилега-
ющих районов Каспийского моря. ДАН СССР, т. 130, № 5, 1960.
Т а м разя н Г. П. Структура и глубинные горизонтальные срезы территории
Апшеронского полуострова. ДАН СССР, т. 155, № 6, 1964.
Татевосян Л. К- Некоторые черты глубинного строения земной коры в об-
ласти Кавказа по гравиметрическим данным. Изв. АН Арм. ССР, т. XIX, № 5, геол,
геогр. науки, 1961.
Твалтвадзе Г. К- Строение земной коры на Кавказе по геофизическим
данным. Сб.: «Глубинное строение Кавказа». «Наука», 1966.
Темин Л. С. Тектоника Ставрополья. Тр. ВНИИГаз, 4(12), 1958.
Тесленко А. А., Нечаев В. В. Тектоническая схема акватории Азовского
моря. «Сов. геология», 1964, № 9.
Толмачевский А. А. Новые данные о глубинном строении Араратской кот-
лотины. ДАН СССР, т. 165, № 5, 1965.
Троцюк В. Я О двух типах геоморфологического выражения верхнечетвер-
тичных поднятий в долинах рек Кура-Араксинской низменности. Нефтегаз, геол, и
геофизика, № 11, 1963.
478
Ту ми кян Г. Г. Новые данные о тектонике Апшеронского порога. Изв.
АН СССР, серия геол., № 11, 1961.
. Ульянов А. В. Геологическая история Западной Грузии в третичное время
Изд. АН СССР, 1954.
Федоров А. А. История высокогорной флоры Кавказа в четвертичное время,
как пример автохтонного развития третичной флористической основы. Материалы по
четв. периоду СССР, вып. 3, 1952.
Федоров П. В.* Стратиграфия четвертичных отложений и история развития
Каспийского моря. Тр. ГИН АН СССР, вып. 10, 1957.
Федоров П. В. Древние береговые линии Черного моря на побережье Кав-
каза. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1960.
Федоров П. В.* Стратиграфия четвертичных отложений Крымско-Кавказско-
го побережья и некоторые вопросы геологической истории Черного моря. Тр. ГИН,
вып. 88. Изд. АН СССР, 1963.
Фокин А. М. О вероятной связи некоторых оползней Шида-Кахети с сейсми-
ческими явлениями. Сб. тр. ГИН АН Груз. ССР, Тбилиси, 1959.
Хайн В. Е. О постплиоценовом орогенезе Восточного Закавказья. Новости
нефт. геологии, № 5, Баку, 1936.
Хайн В. Е.* Геотектоническое развитие Юго-Восточного Кавказа. Азнефте-
издат, 1950.
Хайн В. Е., В а с с о е в и ч Н. Б. Явления покровной тектоники в Лагичских
горах. Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1940.
Хайн В. Е. Главнейшие черты тектонического строения Кавказа. «Сов. геоло-
гия», № 39, 1949.
Хайн В. Е. Становление рельефа Кавказа как итог его тектонического разви-
тия. Тр. конференции по геоморфологии Закавказья. Изд. АН Аз. ССР, 1953.
Хайн В. Е. Положение Кавказа в альпийском геосинклинальном поясе Евра-
зии и его отношение к смежным складчатым сооружениям (по новым данным).
Вестник МГУ, серия геол., № 4, 1964.
Хайн В. Е. Общая геотектоника. «Недра», 1964.
Хайн В. Е., Ахмедбейлн Ф. С. Геологическое строение и развитие Куса-
ро-Дивичинского синклинория. Изд. АН Аз. ССР, 1957.
Хайн В. Е., Г р о с с г е й м В. А. Морские и речные террасы и древние де-
нудационные поверхности выравнивания Юго-Восточного Кавказа. Изв. АН Аз. ССР,
№ 1, 1953.
Хайн В. Е., Леонтьев Л. Н. Основные этапы геотектонического развития
Кавказа. БМОИП, отд. геол., вып. 3—4, 1950.
Хайн В. Е., Милановский Е. Е. Основные черты современного рельефа
земной поверхности и неотектоника. БМОИП, отд. геол., № 3—4. 1956.
Хайн В. Е., Муратов В. М. О поперечной ступенчатости в рельефе
Северо-Западного Кавказа. Структ.-геоморфологии, исследования в Прикаспии. Сб.
материалов КЮГЭ, вып. 7. Гостоптехиздат 1963.
Хайн В. Е., Шарданов А. Н.* Геологическая история и строение Курин-
ской впадины. Ин-т геологии им. Губкина АН Азерб., Баку, 1952.
Хайн В. Е., Шарданов А. Н. Геологическое строение Северного склона
Юго-Восточного Кавказа. В кн.: «Материалы по геологии Северо-Восточного Азербай-
джана. Изд. АН Аз. ССР, 1957.
Хайн В. Е., Шарданов А. Н., Соловьев В. Ф., Григорь-
янц В. В. Тектоническое положение Апшеронского полуострова в системе Большого
Кавказа (по новым материалам). Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1955.
X е н к и н а А. М. Данные сейсморазведки о тектонике отложений, подстила-
ющих продуктивную толщу в Апшеронской нефтяной области. АН, № 6, Баку, 1961.
Храмов А. Н. Палеомагнитные разрезы Апшеронско-Закаспийской области.
Тр. ВНИГРИ, вып. 204, 1963.
Цагарели А. Л. К вопросу о происхождении главной денудационной по-
верхности Северо-Западного Кавказа. Тр. Тбилисского Гос. ун-та, т. 58, 1956.
Цагарели А. Л. Четвертичная тектоника Грузии. XXII сессия. МГК, докла-
ды сов. геологов (проблема 11). «Недра», 1964.
Цагарели А. Л., Мацхонашвили К- Г. Геоморфология. В кн.: «Геоло-
гическое строение и металлогения Юго-Восточной Грузии. Тр. ГИНАИ Груз. ССР,
нов. серия, вып. 1. Тбилиси, 1965.
Церетели Д. В.* Плейстоценовые отложения Грузии. Тбилиси, 1966.
Цхакая А. Д. О глубинах Кавказских землетрясений. Изв. АН СССР, серия
геоф., № 5, 1962.
Цхакая А. Д. Сейсмичность Дмавахетского (Ахалкалакского) нагорья. В кн.:
«Землетрясения в СССР». Изд. АН СССР, 1961.
Цховребашвили Ш. А. О происхождении Ацкури-Ташискарского отрезка
долины р. Куры. Изв. Веер, геогр. об-ва, № 4, 1963.
Цховребашвили Ш. А. К вопросу определения количества основных сту-
пеней выровненнных поверхностей, существующих в горных областях (на примере
Аджаро-Триалетского хребта). Сообщ. АН Груз. ССР, т. XXX, № 5, 1963.
479
Ч е к у и о в А. В. Основные стадии геотектонического развития Азово-Кубанской
впадины. «Сов. геология», № 2, 1960.
Чекунов А. В. Геотектошчш риси Азово-Кубанськой Западини в плюцене и
антропогене. Геологический журнал, т. XXI, вып. 2, Киев, 1961.
Чистяков А. А. Геоморфологические признаки новейших движений в север-
ной части Ногайской степи. Вестник МГУ, отд. геол., геогр., почв., библ., № 2. 1956.
Чистяков А. А., М и р з о е в Д. А. Результаты структурно-геоморфологи-
ческих исследований в Терско-Сулакской низменности. Сб. материалов КЮГЭ, 7.
Гостоптехиздат, 1952.
Шанцер Е. В. Новое о террасах Черноморского побережья Кавказа. Тр. сов.
секции Межд. асе. по изуч. четв. периода, вып. IV, 1939.
Шарданов А. Н. Тектоническая карта Краснодарского края. Сб.: «Вопросы
тектоники нефтегазоносных областей». Изд. АН СССР, 1962.
Шарданов А. Н. Геологическая история Керченско-Таманского поперечного
прогиба. Тр ВНИИ, вып. 10, 1962.
Шарданов А. Н., Малышек В. Т., П е к л о В. И. О корнях грязевых
вулканов Керченского полуострова. Тр. КФВНИИ, вып. 10. Гостоптехиздат, 1962.
Шарков В. В* Геология подводного склона западного берега Каспийского
моря. «Наука», 1964.
Шатилова И. И. * Палинологическая характеристика куяльницких, гурийских
и чаудинских отложений Гурии. Автореф. канд. дисс. ГИН АН ССР и Ин-т Па-
леоботаники. АН Груз. ССР. М., 1964.
Шатилова И. И. Данные спорово-пыльцевого анализа куяльницких отложе-
ний Абхазии. ДАН СССР, т. 166, № 2, 1966.
Ш ат ск ий Н. С. Ороген ичеекке фазы и складчатость. Тр. XVII сессии МГК,
т. II. Гостоптехиздат, 1940.
Ш а т с к и й Н. С. Геологическое строение восточной части Черных гор и нефтя-
ные месторождения Миатлы и Дылым (Северный Дегестан). Тр. Гос. н.-и. нефт. ин-та,
вып. 4, 1928.
Ш а т с к и й Н. С. О длительности складкообразования в фазах складчатости.
Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1951.
Швецов М. С. Геологическое строение западной оконечности Кабардинского
хребата. Тр. Н.-и. нефтяного ин-та, вып. 3, 1928.
Шебалин Н. В. Определение глубины очага землетрясения по его магнитуде
(М) и микросейсмическим данным. Тр. ин-та геофизики АН Груз. ССР, т. 18, 1960.
Шевченко В. И.* История развития и механизм формирования тектони-
ческих дислокаций на территории Осетии (Центральный Кавказ). Афтореф. канд.
дисс., геол. фак. МГУ, 1964.
Ш и р и н о в Н. Ш.* Геоморфология Апшеронской нефтеносной области. Изд.
АН Аз. ССР, Баку, 1965.
Ширинов Н. Ш. К вопросу о количестве и возрасте поверхностей выравни-
вания Юго-Восточного Кавказа. Изв. АН Аз. ССР, серия геол.-геогр. наук, № 3, 1965.
Ширинов Ф. А., Баженов Ю. П. Геологическое строение предгорий юж-
ного склона Большого Кавказа (Аджиноур и Лепгибиз-Гюрдживанская гряда). Азер-
нешр, 1962
Ш и р и н я н К. Г.* Антропогеновый вулканизм Армении. Вопросы вулканизма.
Изд. АН СССР, 1962.
Ш и р и н я н К- Г., А д ж и м а м у д о в Э. В. Тектонические условия новейших
вулканических проявлений Армении по данным геофизических исследований. Проблемы
вулканизма (Тезисы докл. II Всес. вул. кон. совещ.). Петропавловск, 1964.
Широкова Е. И. О напряжениях, действующих в очагах землетрясений Кав-
каза и примыкающих районов. Изв. АН СССР, серия геофиз., № 10. 1962.
Шихалибейли Э. Ш. К вопросу о глубинном строении впадины Южного
Каспия. Сб. тр. ГИН АН Груз. ССР. Тбилиси, 1959.
Шихалибейли Э. Ш. Геологическое строение и история тектонического
развития восточной части Малого Кавказа. Изд. АН Аз. ССР, Баку, т. I, 1964
т. II, 1966.
Шульц С. С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня. Географ-
гиз, 1948.
Шурыгин А. М_* Условия формирования структур Юго-Восточного Кавказа
Изд. АН СССР, 1962.
Щер и к Е. А. Геология и газонефтеносность Западного Предкавказья. «Нау-
ка». 1964.
Щукин И. С. Очерки геоморфологии Кавказа. Ч. I (Большой Кавказ). Тр.
Н-и. ин-та географии МГУ, вып. 2, 1926.
Эберзин А. Г.* Плиоценовые отложения Западного Предкавказья. Геология
СССР, т. 9. Северный Кавказ. Госгеолиздат, 1947.
Эфендиева М. А. Карты магнитных аномалий Z и Т акваторий Черного и
Азовского морей. Геомагнетизм и аэрополия, № 6, 1956.
Юнов А. Ю. Тектоническое строение северной части Южно-Каспийской впа-
дины и перспективы ее нефтегазоносности. Тр. МИНХ и ГП им. Губкина, вып.
27. 1960.
480
Юров Ю. Г. Строение земной коры на Кавказе и изостазия. «Сов. геология»,
1963, № 9.
Якубов А. Я. Грязевые вулканы Азербайджана, их генезис и связь с газо-
нефтяными месторождениями. «Сов. геология», № 12, 1959.
Якушева А. Ф. Неотектоника Восточного и Центрального Предкавказья.
«Сов. геология», № 8, 1960.
Якушева А. Ф. История новейшего геологического развития Восточного
Предкавказья и Северо-Западного Прикаспия. Структурно-геоморфологические исследо-
вания в Прикаспии. Сб. материалов КЮГЭ, вып. 7. Гостоптехиздат, 1962.
Якушева А. Ф., С я г а е в Н. А., Чистяков А. А. Методика и неко-
торые результаты структурно-геоморфологических исследований в Восточном Предкав-
казье и Северо-Западном Прикаспии. Структурно-геоморфологические исследования в
Прикаспии. Сб. материалов КЮГЭ, вып. 7. Гостоптехиздат, 1962.
ОГЛАВЛЕНИЕ	Стр.
Предисловие	3
Часть 1. ВВЕДЕНИЕ
Г лава 1 Основные черты тектонического строения	и развития Кавказа ....	11
Тектоническая структура Кавказа.................................... 11
Главные этапы тектонического развития	Кавказа ..................... 24
Догерцинская эпоха ............................................... 26
Герцинский цикл .................................................. 27
Альпийский цикл .................................................. 29
Собственно-геосинклинальный этап	............................. 30
Орогенный этап	..............................................   38
Г лава II. Позднекайнозойские отложения	Кавказа ......................... 41
Неогеновая	система	....................................   48
Верхний	миоцен	...................................... 48
Верхний	миоцен и	нижний плиоцен ....	  50
Средний	плиоцен	.	.	  51
Верхний	плиоцен	...................................... 52
Антропогеновая система ...	........................... 57
Глава III. Краткий обзор развития представлений о новейшей тектонике Кавказа 59
Глава IV. Некоторые вопросы методики изучения новейших тектонических дви-
жений и структур Кавказской области................................ 70
Глава V. Основы неотектоиического районирования Кавказа.................. 84
Часть 11. РЕГИОНАЛЬНЫЙ ОБЗОР НЕОТЕКТОНИКИ КАВКАЗА
Глава I. Платформенная область Предкавказья.............................. 89
Г лава II. Альпийские краевые (предгорные) прогибы...................... 103
Индоло-Кубанский краевой (предгорный) прогиб...................... 103
Терско-Кусарский краевой (предгорный) прогиб ...	. .	.	107
Глава III. Сводово-глыбовое поднятие Большого Кавказа....................134
Северо-Западный Кавказ	............ .	.	...	135
Центральный Кавказ ............................................... 140
Восточный Кавказ ..................................................159
Юго-Восточный Кавказ ............................................. 185
Глава IV. Периклинальные и остаточно-геосииклинальиые области............194
Апшероно-Кобыстанская периклинальная область ..................... 194
Южно-Каспийская остаточная геосинклиналь ......................... 206
Керченско-Таманская область поперечного погружения ................216
Глава V. Пояс Закавказских межгорных прогибов............................222
Дзирульский поперечный выступ .....................................223
Рионская межгорная впадина ........................................224
Куринская межгорная впадина .......................................227
Г лава VI. Сводово-глыбовое поднятие Малого Кавказа......................255
Аджаро-Триалетская зона поднятий.................................. 258
Цалка-Ахалцихская зона относительных опусканий.....................260
Ахалкалакская вулканическая зона ................................. 264
Зона северо-восточного крыла сооружения Малого Кавказа.............266
Севанская зона впадин и поднятий ................................. 271
Центрально-Армянская вулканическая зона............................292
Арпа-Воротанская зона впадин и поднятий .......................... 299
Урц-Зангезурская зона дифференцированных поднятий................. 301
482
Стр.
Глава VII. Среднеараксинский межгорвый прогиб..............................303
Глава VIII. Талышское поднятие...........................................  308
Глава IX. Черноморская глубоководная субокеаническая впадина и проблема
ее происхождения ................................ .	.	.	. .	310
Часть III. НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ВОПРОСЫ НЕОТЕКТОНИКИ КАВКАЗА
Глава 1. Основные черты тектонического развития Кавказской области в поздне-
орогенной стадии . .	............................г г = .	333
Глава II. Соотношения новейших движений и структур с предшествующим
тектоническим планом. Унаследованность, новообразования и перестройки 336
Глава III. Сводово-глыбовые деформации земной коры.......................  341
Глава IV. Разрывные нарушения и связанные с ними структуры ...... 344
Глава V. Складкообразование в поздиеорогениой стадии....................	350
Глава VI. Неотектоника и сейсмичность Кавказа .............................373
Глава VII. Новейший вулканизм и тектоника ...............................  396
Главные фазы новейшего вулканизма ...................................396
Области и районы проявлений новейшего вулканизма.....................397
Связь расположения областей и районов новейшего вулканизма с текто-
ническим строением и развитием Кавказа. Типы вулканических районов .	402
Особенности развития новейшего вулканизма во времени.................403
Вопросы связи новейшего вулканизма с неотектоникой.................. 403
Возможные глубины магматических очагов и факторы, благоприятствующие
их возникновению .	. .............................................  404
Г лава VIII. Глубинное строение земной коры и возможный глубинный механизм
новейших движений на Кавказе....................................... 406
Г лава IX. Опыт подсчета баланса вещества при иеотектонических движениях
Кавказской области ............................ .	.	.	....	416
Часть IV. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ КАВКАЗА В
ПОЗДНЕОРОГЕННОЙ СТАДИИ
Глава I. Тектонические и геоморфологические условия, существовавшие в конце
раииеорогеииой стадии .	...................................429
Глава II. Первая фаза поздиеорогениой стадии (поздиий сармат — средний
плиоцеи) ...	. .	. . , . .	.......... 431
Г лава III. Вторая фаза поздиеорогениой стадии (поздний плиоцеи).......... 441
Глава IV. Третья фаза поздиеорогениой стадии (антропоген)................. 449
Основные выводы .......................................................    458
Литература................................................................ 465
Евгений Евгеньевич Милановский
НОВЕЙШАЯ ТЕКТОНИКА КАВКАЗА
Ведущий редактор Горохова Т. А.
Худ. редактор Евдокимов В. В.
Переплет художника Сигова Ю. Л1.
Технический редактор Шмакова Т. М.
Корректор Курылева М. П.
Подписано к набору 24/11-67 г. Подписано
к печати 24/1V-68 г.Фор мат 70Х Ю8’/|© • Печ. л.
35.0 с 10 вкл. Усл. л. 49,0. Уч.-изд. л.
46,34. Т-07610 Тираж 1 100 экз. Зак. №
0731/2473—1. Цена 2 р. 96 к. Бумага № 2.
Индекс 1—4—1.
Издательство «Недра». Москва К-12,
Третьяковский проезд, 1/19.
Киевская книжная фабрика № 1
Комитета по печати при Совете
Министров УССР,
ул. Довженко, 5.