Морфоструктура, новейшая тектоника и сейсмика на Кавказе
Сложный характер тектонических структур Кавказского перешейка и история геологического развития определили расположение основных форм рельефа и их облик. Макроформы зависят как от литолого-структурных комплексов, сохранившихся от более древних этапов развития, так и, особенно, от характера и эволюции неотектонических структур, возникших на позднеальпийсксм этапе. О характере этих структур дают представление условия залегания плиоцен-четвертичных отложений, формы тектонического и вулканического рельефа, деформации поверхностей выравнивания и террас, история развития речной сети, особенности древнего оледенения, а также выраженные в рельефе молодые или омоложенные разломы.
Поверхности выравнивания являются одной из наиболее характерных черт рельефа Кавказа, Ергенинского и Ставропольского плато.
В горной части Кавказа поверхности выравнивания сохранились в виде уплощенных гребней и седловин с полого-наклонной расчлененной поверхностью. Наибольшую площадь (до нескольких квадратных километров) имеют фрагменты более молодых поверхностей выравнивания в предгорьях и, особенно, на Ергенинском и Ставропольском плато. Для них характерны волнистый или увалистый рельеф и аккумулятивный покров мощностью до нескольких десятков, реже нескольких сотен метров. В среднегорьях и высокогорьях поверхности выравнивания сильно расчленены и почти лишены рыхлых отложений. Только на вулканических нагорьях, Лагонакском и Бечасынском плато, на северном склоне Западного и Центрального Кавказа их площади соизмеримы с поверхностями выравнивания Предгорий.
Анализ генетических особенностей поверхностей выравнивания показывает, что в центральных частях поднятия Кавказа распространены уровни денудационного и эрозионно-денудационного генезиса. В их образовании большое значение имела боковая эрозия. В предгорных районах отчетливо видна связь между поверхностями выравнивания и древними подгорными аллювиально-пролювиальными и флювиогляциальными равнинами. В областях вулканических нагорий (Джавахетского, Армянского) и в вулканических районах Центрального Кавказа широко развиты вулканогенные поверхности выравнивания денудационно-структурного происхождения. На Ергенинском и Ставропольском плато преобладают эрозионно-денудационные и эрозионно-структурные поверхности, а в восточной части Ставропольского плато имеются абразионные поверхности, преобразованные эрозией и денудацией. Абразионно-денудационные поверхности наблюдаются также в периферических частях хребтов, примыкающих к Закавказской депрессии, где неоднократно происходили морские трансгрессии.
Анализ распространения и морфологии поверхностей выравнивания Кавказа и Предкавказья, эрозионный характер их границ, соотношение со вложенными в них террасами, а также с покрывающими и срезаемыми ими породами и продуктами аккумуляции, свидетельствует об их разновозрастности. В ряде предгорных районов на наиболее молодых поверхностях выравнивания сохранились галечники, позволяющие датировать их возраст как верхнеплиоценовый. В вулканических нагорьях возраст поверхностей выравнивания устанавливается по соотношению с лавами, а также с корой выветривания. На Варденисском нагорье последняя имеет среднеплиоценовый (киммерийский) возраст, а на Эльбрусе — миоценовый. Возраст наиболее высоко расположенных и сильно расчлененных поверхностей определяется лишь по косвенным данным. На Кавказе имеются поверхности выравнивания от олигоценового до среднеплейстоценового возраста. Наиболее широко распространены верхнеплиоценовые и верхнеплиоценово-нижнеплейстоценовые поверхности. Олигоценовые поверхности сохранились хуже других и встречаются лишь фрагментарно в центральных участках внутренних хребтов Закавказского нагорья; возраст их устанавливается предположительно. Возможно, к ним относится также часть остатков расчлененных поверхностей выравнивания в пределах Большого Кавказа. Существует предположение, что на Северо-Западном Кавказе наиболее древние поверхности выравнивания начали формироваться еще в течение верхнего мела (В. М. Муратов, 1964). Миоценовые поверхности на Большом Кавказе также сохранились довольно плохо. На Закавказском нагорье они встречаются чаще и занимают водораздельные области внешних хребтов Малого Кавказа. Формирование их продолжалось и в плиоцене; возраст регионально развитой поверхности выравнивания восточной части Малого Кавказа является среднемиоценово-плиоценовым.
Поверхности выравнивания отчетливо деформированы, что особенно хорошо наблюдается па границе мегаантиклинориев Большого и Малого Кавказа с прилегающими к ним предгорными и межгорными прогибами. Моноклинальный уклон верхнеплиоценовых поверхностей выравнивания, снижающихся от 2000—3000 до 1200 и 600—500 м, наблюдается на северных склонах Скалистого хребта на Западном и Центральном Кавказе, на Юго-Восточном Кавказе, Шахдагском, Зангезурском и Дарала-гезском хребтах. На Северо-Западном и Юго-Восточном Кавказе ясно выражены поперечные деформации поверхностей выравнивания, связанные с крупными разломами, например, вдоль Пшехско-Адлерской зоны разлома. Наблюдаются также складчатые деформации нижнеплейстоценовых и верхнеплиоценовых поверхностей в восточной части Шекино-Аджиноурских низкогорий; в синклиналях они погружаются до 500—600 м, а в антиклиналях поднимаются до 700, 1000 м и более.
Новейший рост сводовых поднятий Кавказа иллюстрирует история древних долин, наиболее подробно изученная в юго-восточной части Большого Кавказа и Закавказского нагорья. В области юго-восточного погружения Большого Кавказа нижне- и среднеплиоценовые долины, заложившиеся в продольных депрессиях в осевых частях сводового поднятия, по мере его воздымания мигрировали к северу, югу и востоку, «скатываясь» с крыльев растущего свода. При этом происходило отмирание главных долин и превращение в главные долины их боковых притоков. Сложный процесс изменения речной сети под влиянием ряда частных поднятий и опускания происходил в Дагестане и на Закавказском нагорье— в долинах Куры, Арпы, Воротана, Памбака, Дебета, Агстева и других рек.
Перестройка речной сети происходила и в Предкавказье. В верхнем плиоцене, вследствие роста частных антиклинальных структур в районах Черкесска и Невинномысска, произошла бифуркация Кубани, часть вод которой стала направляться в долины Кумы и Егорлыка, хотя основной сток имел близкую к современной ориентировку. Молодой облик нижнего широтного участка долины и подрезание ею водораздела Бейсуга и Челбаса объясняется перемещением к северу Кубанского прогиба в верхнем плейстоцене и голоцене в связи с поднятием Большого Кавказа. В верхнем плиоцене Терек протекал по долине Сунжи, а его левобережные притоки — по современной Терско-Кумской низменности. В конце верхнего плейстоцена или в среднем плейстоцене, в связи с поднятиями в районе Кабардино-Сунженского хребта, Терек повернул на северо-запад, а ниже — на восток, перехватив при этом ряд рек, которые стали его левыми притоками.
На тектонические движения указывают и значительные деформации морских террас Каспия и несравненно большие амплитуды их высот по сравнению с черноморскими террасами. Береговые линии нижне- и среднечетвертичного Каспийского бассейна погружаются в областях Терского и Самуро-Дивичинского прогибов, поднимаются до 200—240 м в Дагестане и до 300— 400 м в осевой зоне Юго-Восточного Кавказа. На Апшероиском полуострове намечается зона частных поднятий. В области Куринской впадины нижне- и среднечетвертичные террасы Каспия флексурообразно погружаются, а в пределах Талышских гор снова поднимаются до 275—290 м. Верхнеплейстоценовые и голоценовые террасы испытывают незначительные деформации на Апшеронском полуострове.
На побережье Азовского и Черного морей нижнечетвертичная терраса приподнята у мыса Литвинова на Таманском полуострове всего лишь до 40—45 м над ур. м. К югу она флексурообразно погружается, затем снова также резко поднимается до 100 ж между Туапсе и Кодори, далее снова испытывает флексурообразное погружение в Колхидской низменности и новое поднятие до 100 м на склонах западной части Аджаро-Имеретипского хребта. Большое число морских террас на Юго-Восточном Кавказе, их значительные относительные высоты, а также характер деформаций поверхностей выравнивания свидетельствуют о максимальных дифференциальных поднятиях значительной частоты. Северо-Западный, Западный Кавказ и Талыш в плейстоцене были областями меньшей тектонической активности.
Изучение явлений оледенения также дает материал для анализа неотектонических структур. Так, например, на северном склоне Юго-Восточного Кавказа максимум верхнеплейстоценового оледенения приурочен к Боковому хребту, что вызвано его дифференциальными поднятиями. В северной части Гегамского нагорья ряд вулканических конусов образовался в послеледниковое время, о чем говорит отсутствие следов древнего оледенения на их вершинах.
Общая амплитуда поднятий центрального и восточного сегментов Большого Кавказа за время меотисплейстоцен достигала 4-5 км; на Западном Кавказе за тот же период амплитуда поднятий была равна 2,5—3,5 км; на северо-западе она убывала до 1 км, а на юго-востоке — до 1-2 км. На востоке Куринской впадины и в пределах Апшероно-Кобыстанского прогиба погружение за неоген-плейстоценовое время достигало 10—12 км. Максимальное прогибание в восточной части Курииской впадины произошло в миоцене и плиоцене, на что указывают большие мощности отложений этого времени, мощность же осадков плейстоцена здесь меньше (до 1 км). Но в плейстоцене сохранялась значительная интенсивность темпа прогибаний.
Общий размах движений (поднятий и опусканий) Куринской впадины в плейстоцене достигал примерно 2,3 км, а на Большом Кавказе и в восточной части Куринской впадины в целом за неотектонический этап он составлял не менее 17 км. В результате этих движений в пределах Кавказского перешейка сформировались два крупных, сложно построенных горных поднятия — Большой Кавказ и Закавказское нагорье, имевших в самом общем плане сводовый характер и окруженных по периферии шлейфом слабо приподнятых наклонных равнин и моноклинальных плато. Разделяющая их область относительных опусканий Закавказской депрессии занята на западе и востоке устойчивыми прогибами — Куринской впадиной и Колхидской низменностью, а в центре — относительно приподнятым Дзирульским горстовым массивом. На севере к горной области Большого Кавказа примыкает сводово-глыбовое поднятие Ставропольского плато с умеренными амплитудами движений, окруженное с запада, востока и севера слабо поднимающимися равнинами, которые в низовьях Кубани и Терека охвачены небольшими, но устойчивыми погружениями, переходящими далее в зоны опускания материковой отмели Черного и Каспийского морей.
Материковый склон Черного моря, Среднего и Южного Каспия соответствует области интенсивного погружения и оконтуривает центральные глубоководные впадины этих морей.
В западной и северо-восточной частях Курипского мегасинклинория, в Терско-Каспийском, Западно-Кубанском и Рионском прогибах сформировалась зона молодой покровной инверсионной складчатости, окружающей Большой Кавказ по периферии и охватывающей соседние участки дна Каспийского моря. Здесь прямое выражение в рельефе имеют антиклинальные, брахиантиклинальные и моноклинальные структуры, образующие хребты, синклинальные депрессии и плато между ними. Такой рельеф характерен для Шекино-Аджиноурских низкогорий, Терского и Кабардино-Сунженского хребтов, возвышенностей Таманского полуострова, для Алазано-Агричайской, Горийской, Мухранской и Тирипонской впадин и Осетинской, Чеченской равнин. В Кобыстане, на Апшеронском и Таманском полуостровах брахискладчатость сопровождается диапиризмом и грязевым вулканизмом. Восточная часть Куринской впадины в верхнем миоцене-плейстоцене была тектонически более активной, чем ее западная часть и особенно чем северная часть Рионской впадины, где формировались лишь локальные складки.
В зонах молодой складчатости наиболее четко выражены деформации террас, поверхностей выравнивания и древних конусов выноса, антецедентный характер долин, молодые перехваты и перестройка речной сети, происходившая в среднем и верхнем плейстоцене за счет дифференциальных движений значительной амплитуды.
Неотектонические структуры Большого Кавказа и Закавказского нагорья осложнены разрывными дислокациями и глыбовыми движениями, которые расчленяют их на отдельные блоки. Однако на Большом Кавказе общая сводовая структура выражена более четко, чем на Закавказском нагорье, где ее существенно изменяют дифференциальные частные горст-антиклинальные, горстовые и брахианти-клинальные поднятия, грабен-синклинальные опускания и прогибы. Существенное значение в структуре Центрального и Западного Кавказа имеют крупные новейшие разломы общекавказского простирания, которые ограничивают Водораздельный, Передовой и Боковой горст-антиклинальные хребты и грабен-синклинальные депрессии между ними (Архизо-Загеданскую и Центральную). Главнейшие продольные разломы, активные на неотектоническом этапе, связаны с Тырныауз-Пшекишской и Кахетино-Лечхумской шовными зонами и Главным надвигом Водораздельного хребта. Продольный разлом хорошо выражен в рельефе между Новороссийском и Геленджиком, а также вдоль южного склона Мархотского хребта. Цемесская и Геленджикская бухты, возможно, обязаны своим происхождением этому разлому и поперечным сбросам.
Южное короткое и крутое крыло сводового поднятия Большого Кавказа особенно резко выражено вдоль Алазано-Агричайской депрессии, в основании которой предполагают глубинный разлом. Движения по этому разлому, происходившие в верхнем плейстоцене, отразились на формировании речных долин юго-восточного склона Большого Кавказа, нижние части которых оторваны от верховий и приняли свой современный облик благодаря ряду молодых верхнечетвертичных перехватов. В настоящее время наблюдается расширение Алазано-Агричайской депрессии к северу за счет вовлечения в опускание южного склона Большого-Кавказа.
Движения вдоль Главного надвига на южном склоне Водораздельного хребта, направленные к югу, которые происходили на неотектоническом этапе в условиях высокогорного рельефа, местами сопровождались гравитационными горизонтальными перемещениями масс и образованием надвигов в районе Баскала на Юго-Восточном Кавказе, в горной Кахетии, Шекино-Аджиноурских низкогорьях, в районе Сочи. В связи с дифференциальными движениями по продольным разломам и надвигам северный и южный склоны Юго-Восточного Кавказа осложнены молодыми локальными поднятиями, образующими ряд параллельных и кулисообразно расположенных хребтов (Тенгинско-Бешбармакский, Койтар-Коджа, Мейсаринский и др.). Они сочетаются с небольшими синклинальными и грабен-синклинальными впадинами (Тугчайской, Гильгиль-чайской, Халтанской, Мюдринской, Лагичской, Пирсагатской), занятыми верхне-, средне- и нижнеплейстоценовыми террасами, свидетельствующими о молодом возрасте котловин и прилегающих к ним хребтов.
Глыбовые и складчато-глыбовые структуры широко развиты также на расширенных участках северо-восточного и юго-западного крыльев Большого Кавказа, в Дагестане и в западной Грузии. Известняковые массивы Аибга, Агепста, а также Рачинский и другие хребты ограничены резкими обрывами, связанными с разломами, по которым произошли значительные поднятия, сопровождавшиеся возникновением локальных центров верхнеплейстоценового оледенения.
Глыбовые движения особенно характерны для Закавказского нагорья. Благодаря им хребты Малого Кавказа имеют в основном горст-антиклинальную, сводово-гдыбовую, реже горстовую структуру, а на востоке разделяются Башкенд-Достафюртской и Центральной грабен-синклинальными депрессиями. Важную роль в их формировании играли: крупные продольные глубинные разломы — Севано-Зангезурский, Ереванский и другие, а также поперечные разломы и прогибы, превратившие Центральную депрессию в цепь изолированных впадин и котловин.
Разрывные дислокации особенно отчетливо выражены в пределах Армянского и Джавахетского вулканического нагорий, где вдоль них в субмеридиональном направлении (на Абул-Самсарском, Гегамском нагорьях) и в субширотном направлении (на Арагаце, Карабахском, Варденисском нагорьях) расположены цепочки вулканов и шлаковых конусов, а также минеральные источники и эпицентры землетрясений. Перечисленные массивы представляют собой сводово-горстовые или горст-антиклинальные, частично асимметричные поднятия. В их основании (Арагац, Абул-Самсар) залегает фундамент древних палеозойских кристаллических пород, разломы и движения которого предопределили глыбовые поднятия щитовидных вулканических массивов. Впадины, сопряженные с этими структурами, нередко являются типичными грабенами, например, Лорийская котловина.
В юго-западной части Закавказского нагорья выделяются глыбовые и складчато-глыбовые поднятия — Далидаг, Мегринский и Баргушат-ский хребты; к ним примыкает серия мелких наложенных синклинальных и грабеносбразных котловин (Сисианская, Ангехакотская, Азизбе-ковская, Айоцдзорская, Арпинская) и довольно обширный субмеридиональкый Мегринский грабен. Последний заполнен мио-плиоценовыми отложениями и возник как компенсационная впадина, связанная с воздыманием мощного Зангезурского горста. Образование других впадин связано с разрывными движениями верхнего плиоцена или нижнего плейстоцена и приурочено к границе вулканического Армянского нагорья со складчатой Приараксинской зоной.
В Предкавказье достоверно фиксируются Манычский глубинный разлом, по которому неоднократно возобновлялись движения в плейстоцене, периодически превращавшие Манычскую впадину в пролив, а также Невиниомысский разлом (на юге Ставропольского плато); его продолжение предполагается на Азово-Кубанской равнине и Терско-Кумской низменности. Поперечные разломы или флексуры ограничивают на за-ладе и востоке Ставропольское плато, а также разделяют его по долине Калауса на западную и восточную части.
На неотектоническом этапе, в плиоцене и плейстоцене, особую роль приобрели поперечные разломы, с которыми в основном связаны явления вулканизма, грязевого вулканизма, выходы горячих источников, сейсмичность, ступенчатость рельефа и даже контуры Каспийской впадины. О большом значении поперечных разломов в новейшей тектонической структуре и о их глубине свидетельствует пересечение некоторыми из них не только Большого Кавказа, но и прилегающих частей Скифской платформы, впадин Черного и Каспийского морей. Таковы Пшехско-Адлерский и Анапский разломы, отделяющие друг от друга Таманский полуостров, Северо-Западный и Западный Кавказ, а также меридиональный разлом вдоль долины Терека, разделяющий центральные и восточные части Большого Кавказа и Предкавказья. Закавказская депрессия также пересечена в западной части в пределах Колхидской низменности и Сурамского хребта и в Восточно-Куринской впадине сетью молодых поперечных разломов. На Армянском и Джавахетском вулканических нагорьях и на Центральном Кавказе с разломами связаны излияния лав.
Для современного этапа на Кавказе и в Предкавказье характерны быстрые тектонические движения, вызывающие землетрясения. Кавказ в целом относится к зоне 6-7-балльных землетрясений, а в отдельных районах их активность достигает 8 баллов. Наиболее сейсмичные районы расположены в Закавказье: 8-балльные разрушительные и сильные землетрясения неоднократно происходили в Шемахе, на Ахалкалакском плато и Арагаце, в Горийской, Лепинаканской, Араратской котловинах (в Ереване) и в Ордубаде. Средняя часть Куринской впадины и Алазано-Агричайская впадина характеризуются землетрясениями до 6—7 баллов. Большой Кавказ менее активен в сейсмическом отношении: 8-балльные землетрясения здесь известны лишь к западу от Махачкалы. Районы Кисловодска, Казбеги, Красной Поляны и Аошеронский полуостров характеризуются 7-балльными землетрясениями, а Дагестан и северо-восточный Азербайджан — 6-балльными.
До недавнего времени Северо-Западный Кавказ и Предкавказье считались районами слабой сейсмической активности — до 6 баллов и ниже. Предкавказье относится в основном к зоне 3—6-балльных землетрясений, за исключением районов Краснодара и Минеральных Вод. За последнее время накоплено много данных, в том числе результатов инструментальных наблюдений, указывающих на значительную сейсмичность районов Краснодара и Сочи (7 баллов). В последнем районе землетрясения обусловлены движениями по Пшехско-Адлерскому поперечному разлому.
Сопоставление карт новейшей тектоники и сейсмичности Кавказа показывает, что наибольшее сгущение эпицентров землетрясений и максимальная их интенсивность соответствуют участкам сопряжения новейших структур с движениями различных знаков (поднятиями и опусканиями), т. е. зонам контрастных движений и контрастного рельефа. Эпицентры землетрясений приурочены к границе областей поднятии и относительных опусканий (предгорий, межгорных и предгорных прогибов) и имеют как общекавказское, так и меридиональное направления.
Вырисовываются две меридиональные зоны важнейших эпицентров: западная, проходящая через Ставропольское плато, массив Эльбруса, Сурамский хребет и вулканические массивы Джавахетского и Армянского нагорий, и восточная, пересекающая Юго-Восточный Кавказ по меридианам Шемаха — Кюрдамир и Ленкорань (Белоусов, Кириллова, Сорский, 1959). Первая зона (с очагами землетрясений в Гори, на Ахалкалакском плато, в Ленинакане, Ереване, Ордубаде) связана с меридиональным Транскавказским поперечным поднятием, а также с глубинными разломами вдоль Центральной и Средне-Араксинской депрессий. Вторая зона имеет связь с Кюрдамир-Саатлинским поднятием фундамента Куринской впадины.
Наиболее важные сейсмические очаги, характеризующиеся эпицентрами 8-балльных землетрясений, привязаны к пересечению древних общекавказских и более молодых меридиональных антикавказских структур и к глубинным разломам. Землетрясения Кавказа чаще всего мелкофокусные, с глубинами до 30 км. На дне Каспийского моря в районе, прилегающем к области погружения Юго-Восточного Кавказа, в 1935 г. было зарегистрировано глубокофокусное землетрясение с очагом на глубине 150 км. В целом землетрясения по продольным разломам менее глубоки, чем по поперечным.
Скорости новейших поднятий, устанавливающиеся по деформациям поверхностей выравнивания, составляли до 1—2 мм в год. Наибольшие скорости имели верхнеплиоценовые и верхнеплейстоценовые движения. Интенсивность современных тектонических поднятий, по данным повторного нивелирования, на Большом Кавказе не превышает в среднем 1—3 мм в год, достигая максимальных значений на побережье Каспийского моря к юго-западу от Баку. Однако трассы повторных нивелировок расположены по периферии Большого Кавказа, поэтому они не дают истинных представлений о поднятиях хребтов в центральных частях. Максимальная скорость современных опусканий по тем же данным составляет 5—6 мм в год, средняя скорость - не более 2 мм. Наибольшие величины современных опусканий констатированы в Терско-Каспийском прогибе, в юго-восточной части Куринской впадины и на крайнем западном отрезке Рионской впадины. Они совпадают с областями максимальных погружений этих впадин в неогене и плейстоцене. Такой же унаследованный характер имеют и современные поднятия. Однако площадь современных и голоценовых поднятий расширяется по сравнению с областями неогеновых и плейстоценовых поднятий за счет областей, опускавшихся на неотектоническом этапе и втянутых в современные поднятия.
В районах Западного и Восточного Предкавказья господствуют слабые (0—2 мм в год) опускания, на Ставропольском плато — в основном слабые относительные поднятия (до 2 мм в год). В пределах синклинальной структуры на юге плато и по его северной окраине (где происходит общее погружение) поднятия сменяются опусканиями, также не превышающими 2 мм в год. Современные движения в Предкавказье также носят унаследованный характер.
Современные и новейшие тектонические движения находятся в тесной зависимости от мощностей и особенностей строения земной коры Кавказского перешейка, Черного и Каспийского морей, а также от структуры гравитационного поля. К сожалению, эти данные немногочисленны и базируются на результатах глубинного сейсмического зондирования в морских впадинах и в Закавказской депрессии, отрывочных измерениях мощностей земной коры и интерпретации аномалий силы тяжести. Составленная Е. А. Милановским и В. Г. Хаиным (1963) по этим материалам схема мощностей земной коры показывает утолщение ее на Кавказе до 40—65 км и резко асимметричное строение Большого Кавказа и предкавказских передовых прогибов, Большой Кавказ и Предкавказье представляют собой обширный блок с двумя максимумами мощностей земной коры — на Центральном Кавказе (где они увеличены до 65—67 км) и на Восточном и Юго-Восточном Кавказе (где имеется утолщение коры до 50—55 км и более). Южный склон этих максимумов, подобно южному склону Большого Кавказа, крутой и короткий, северный склон, захватывающий все Предкавказье, — пологий и широкий, особенно в Дагестане и Терско-Каспийском прогибе. В структуре гравитационного поля утолщению земной коры на Большом Кавказе соответствует значительная отрицательная аномалия силы тяжести в редукции Буге.
Закавказская депрессия отличается пониженными мощностями земной коры (до 45—50 км, местами до 40 км) и максимумом силы тяжести. Закавказское нагорье соответствует второму крупному вздутию земной коры с двумя центрами утолщения до 50—55 км (в северо-западной части Малого Кавказа и на Армянском вулканическом нагорье и прилегающих хребтах). В остальных частях Закавказского нагорья мощность земной коры уменьшается до 48—44 км и приближается к ее величинам в Закавказской депрессии. Северо-восточная часть Малого Кавказа характеризуется появлением гравитационного максимума, а остальная его территория располагается в области отрицательных аномалий силы тяжести.
В восточной и центральной частях Предкавказья (на Терско-Кумской низменности и Ставропольском плато) наблюдаются повышенные значения мощностей земной коры (до 40—45 км); в западной части Предкавказья они составляют менее 35 км к северу от низовий Кубани, и до 35 км и более на остальном пространстве Кубанского прогиба. На Северо-Западном Кавказе расположено пологое субширотное вздутие земной коры с мощностями более 35 км, охватывающее также прилегающие участки Черноморской впадины.
Повышение мощности земной коры на Кавказе сопровождается утолщением ее гранитного слоя. Максимальная его мощность (до 32—35 км) фиксируется в Приэльбрусском районе, минимальная (4—6 км) — на Северо-Западном Кавказе и в Кубанском передовом прогибе. Пониженной мощностью (до 14 км) гранитного слоя отличается и Дзирульский массив, и особенно Кюрдамир-Саатлинское поднятие. Сейсмозондированием доказано, что кровля гранитного слоя находится здесь на глубине 5 км, а базальтового слоя — на глубине 7 км. На востоке поднятие ограничено зоной, меридиональных разломов, по которой гранитный слой опущен па глубину 12 км, а базальтовый — до 18 км.
Совершенно особую структуру имеет земная кора в Черноморской и Каспийской впадинах. В южной части Черного моря мощность земной коры понижается до 20—30 км, причем гранитный слой отсутствует, и под осадочным комплексом мощностью 10—12 км залегает непосредственно базальтовый слой (10—18 км). К северу мощность земной коры в Черноморской впадине повышается до 35—40 км, и вблизи крымского и кавказского побережий появляется гранитный слой. В Южно-Каспийской впадине гранитный слой также отсутствует; толщина земной коры достигает здесь 40 км, уменьшаясь до 30—35 км в платформенных северной и средней частях Каспия. Мощность осадочного слоя в Южно-Каспийской впадине достигает 20—25 км, а базальтового — менее 15—20 км.
Структура земной коры в Каспийской и Черноморской впадинах, несмотря на значительное сходство, резко различается как по мощностям коры к осадочного слоя (которые почти в два раза больше в Каспийской впадине), так и по интенсивной складчатости, образующей в Каспийской впадине зону с прямым тектоническим рельефом к югу и юго-востоку от Апшеронского порога (Соловьев и др. 1960, 1962). Причины отсутствия гранитного слоя в Черноморской и Каспийской впадинах дискуссионны. По Е. Е. Милановскому (1962), эти впадины сохранили первичную кору океанского типа. В. М. Муратов (1960) полагает, что отсутствие гранитного слоя в Черноморской впадине является вторичным и может быть связано с оттоком гранитных масс под уплотняющиеся и растущие сооружения Кавказа.
Приведенные геофизические данные о строении земной коры в пределах Кавказа и прилегающих морских бассейнов показывают полную зависимость мегаформ рельефа (крупных неотектонических структур) от распределения вещества земной коры и ее дифференциации в процессе сложного развития Крымско-Кавказской зоны. Даже такие особенности рельефа, как асимметрия Большого Кавказа, большая активность Юго-Восточного Кавказа по сравнению с Северо-Западным и ряд других особенностей рельефа и новейшей тектоники находят объяснение в различиях строения земной коры.
Крупнейшие морфоструктуры Кавказа обусловлены глубинными процессами — перемещением и изменением вещества внутри земной коры, а, возможно, и в верхней части мантии.
Рекомендуем ознакомится: http://www.o-kavkaze.ru