Новейшая тектоника Кавказа - Милановский Е.Е.

Author: Милановский Е.Е.
Tags: геотектоника движение земной коры тектонические структуры земной коры и их элементы география монография кавказ
Year: 1968
Similar
Тектоника
Кавказ. Очерк природы
Физико-географическое районирование СССР. Характеристика региональных единиц
Геоморфология
Text
                    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 верхов�