Разработке вопросов геоморфологии Центрального Кавказа и Предкавказья посвящен ряд работ [Варданянц, 1934а, б; Николаев, 1948], вместе с тем, как недавно правильно подчеркнул Н.И. Николаев [1948], до сих пор имеют место серьезные расхождения по вопросам генезиса и возраста рельефа указанных территорий. В предлагаемой заметке на основании наблюдений 1951 г. приводится характеристика рельефа части бассейна Верхней Малки. Она в значительной степени подтверждает и частично дополняет выводы Н.И. Николаева, подвергшего критике взгляды Л.А. Варданянца [1934а, б] о верхнечетвертичном возрасте современного высокогорного рельефа Кавказа и более точно обосновавшего возраст главных элементов рельефа территории, лежащей между Эльбрусом и районом Минеральных Вод [Николаев, 1948].

Наиболее характерной чертой геологического строения рассматриваемого района является его двухэтажность, заключающаяся в наличии фундамента, построенного резко дислоцированными прорванными интрузиями, и лежащим на нем полого наклоненном на северо-восток комплексе осадочных отложений и породами, от верхнего лейаса до валанжина. Указанная особенность строения обусловливает развитие, главным образом структурных форм, и позволяет различать три генетически неодинаковые разности рельефа: 1) структурно-денудационный, 2) структурно-эрозионный и 3) скульптурно-эрозионный.

Наблюдающиеся в настоящее время формы рельефа и их пространственное размещение позволяют наметить вместе с тем три типа рельефа: 1) холмисто-балочный рельеф плато, 2) рельеф увалистой рассеченной равнины (включающий реликты дотоарского пенеплена) и 3) горный скалистый рельеф.

Выделенные типы рельефа отличаются друг от друга генезисом, морфологией и, как мы постараемся показать ниже, возрастом, т.е. предложенное деление удовлетворяет основным требованиям, предъявляемым к геоморфологическому районированию. На основании вышесказанного можно наметить геоморфологические районы, характеризующиеся разными геоморфологическими ландшафтами.

Район структурно-денудационного холмисто-балочного рельефа

Выделенный район занимает площадь структурно-денудационного плато, представляющего собой наклоненную на север поверхность, расчлененную на северный и восточный участки ущельями р. Малки и ее притоков.

Северный участок плато, полого поднимаясь от долины р. Кичмалки, обрывается к долинам Малки и Хасаута высоким изрезанным уступом, сложенным юрскими и нижнемеловыми отложениями; относительные превышения в пределах северного участка не более 40-45 м.

Второй участок плато, обрывающийся отвесным уступом на запад, к долине р. Малки, в своей южной, наиболее высокой, части поднимается.

Оба участка плато составляют, как это легко заметить, разобщенные части единой некогда поверхности, наклоненной полого (около 9°) на северо-восток и сложенной верхнеюрскими и нижнемеловыми отложениями.

Наклон поверхности плато почти совпадает с углом падения слагающих его пластов мезозоя, в связи с чем рельеф плато отличается сравнительной ровностью и максимальная разница в отметках поверхности составляет не более первых десятков метров.

Большая часть плато характеризуется холмисто-балочным или почти равнинным рельефом, обусловленным структурой слабо наклоненных слоев мезозоя и процессами их плоскостной денудации.

В целом поверхность плато можно назвать структурно-денудационной и, очевидно, по способу образования ничего общего не имеющей с «пенепленом размыва» Л.А. Варданянца [1934а, б].

Вместе с тем на фоне общего холмисто-балочного и почти равнинного рельефа поверхности плато выделяются и другие второстепенные, преимущественно структурные и скульптурные формы, несколько усложняющие однообразный рельеф плато. Таковыми прежде всего являются структурно-эрозионные останцы, несколько выделяющиеся на фоне холмисто-балочного рельефа. На северном участке плато они отмечены в междуречьях Шид-Жатмаз / Уллу-Лахран и Шид-Жатмаз / овраг Урлеш. Останцы представляют невысокие гряды обычно с задернованными склонами, на которых выступают гривки слагающих их известняков валанжина.

Аналогичные гряды располагаются на восточном участке плато к югу от верховьев р. Чегет-Лахран и к северу от долины р. Казы-Псыка.

Образование останцев связано не столько с плоскостной денудацией, как с эрозионными процессами, возникающими периодически в течение периода наибольшего выпадения осадков. Однако, поскольку этот период падает на весенне-летнее время, когда поверхность плато покрывается густым травянистым покровом, то процессы эрозии протекают не интенсивно.

Второй скульптурной формой рельефа в пределах плато являются неглубокие ящикообразные эрозионные долины, часто с отлично выраженными структурными террасами. Система таких долин особенно развита на юго-восточном участке плато, в верховье р. Тызыл. Наиболее глубокой долиной этого типа является долина р. Казы-Псыка, которая близ восточной границы района, глубоко врезаясь в нижнеюрские отложения, становится уже узкой горной долиной со скалистыми склонами.

Изменение характера долины обусловлено тем, что река, пропилив карбонатные отложения верхней юры, глубоко прорезает податливые песчаники верхнего лейаса. Смена литологического состава подстилающих пород обусловливает, кроме того, резкий структурный уступ и в продольном профиле долины.

Поверхность плато наряду с упомянутыми формами рельефа характеризуется наличием невысоких структурных уступов и редких воронок и понижений карстового происхождения.

Район структурно-эрозионного рельефа увалистой рассеченной равнины с реликтами дотоарского пенеплена

Структурно-эрозионная волнистая поверхность, известная под названием Бичесынского плато, занимает гипсометрически более низкое положение по сравнению со структурно-денудационным плато, и если все ее разрозненные участки мысленно соединить между собой, то она почти совпадает с поверхностью дотоарского пенеплена. Участки этой рассеченной поверхности в настоящее время приурочены к водоразделам между р. Малкой и ее притоками, составляя их увалистые поверхности, на которых в большинстве случаев еще сохранились самые нижние слои верхнелейасовых отложений. Уровень рассеченной равнины Бичесынского плато слабо наклонен на север и располагается на несколько сотен метров ниже уровня структурно-денудационного плато.

Участки Бичесынского плато характеризуются в настоящее время увалистыми формами рельефа, обусловленными главным образом вещественным составом субстрата, представленного податливыми разрушению песчаниками нижней юры. Такие увалистые формы развиты в междуречье pp. Хасаут и Мушты, pp. Мушты и Малки и между всеми крупными правыми притоками р. Малки, берущими свое начало у подножья обрыва восточного участка денудационного плато.

Во всех тех местах, где на водоразделах эрозионно-денудационными процессами лейасовые отложения совершенно смыты, появляется отпрепарированная поверхность дотоарского пенеплена, представленная и настоящее время сравнительно небольшими по площади ровными участками, выработанными на гранитах или метаморфических породах палеозоя.

Участки древнего пенеплена, особенно на гранитах, сложены заметно вторично-измененными, каолинизированными, но достаточно плотными породами.

Структурно-эрозионная расчлененная поверхность Бичесынского плато в целом образовалась, естественно, позже поверхности структурно-денудационного верхнего плато, хотя участки отпрепарированного пенеплена, встречающиеся в ее пределах, и являются элементами наиболее древнего в районе дотоарского рельефа.

Район скульптурно-эрозионного горного скалистого рельефа

Горный водно-эрозионный рельеф характерен: для склонов современных долин pp. Малки, Мушты, Хасаута и их притоков. Те же формы мы встречаем по долине р. Казы-Псыка в юго-восточной части района.

Особенно расчлененный эрозионный рельеф наблюдается по долине р. Малки, в которой совершенно не сохранилось даже следов речных отложений. Аналогичный характер имеют и долины притоков р. Малки. По тем остаткам речных отложений, которые сохранились в долине р. Малки у устья р. Уллу-Лахран и несколько выше, а также по долинам pp. Хасаута и Мушты, можно констатировать две надпойменных террасы, из которых вторая хорошо выражена на левом склоне долины р. Хасаут, а ее реликты прослеживаются по долине р. Малки.

Горный скульптурно-эрозионный рельеф характерен также для обрыва структурно-денудационного плато, поверхность которого достигает в районе г. Кинджал относительного превышения над Бичесынским плато в несколько сотен метров.

Высота обрыва плато находится в прямой зависимости от мощности карбонатной части разреза верхней юры и нижнего мела: местами в его строении принимают участие также и песчаники лейаса.

С сокращением на северо-восток мощности юрских отложений значительно уменьшается и высота обрыва плато. Поперечный профиль обрыва рельефно отражает литологию слоев, участвующих в его строении, например, наиболее отвесные стенки образуют доломиты лузитана и пелитоморфные известняки кимериджа.

Эрозионные процессы и выветривание обусловливают интенсивное разрушение обрыва плато, к подножию которого сваливаются часто очень крупные глыбы главным образом массивных доломитов лузитана или песчаников лейаса.

В целом обрыв плато представляет чрезвычайно характерный элемент ландшафта зоны Скалистого хребта, далеко протягиваясь в виде извилистой линии с северо-запада на юго-восток вдоль Главного Кавказского хребта.

Из аккумулятивных форм рельефа, кроме террас, которые приурочены к району горного скульптурно-эрозионного рельефа, можно еще отметить моренные нагромождения и оползни. Ледниковые отложения имеют весьма ограниченную площадь распространения, что связано не только с интенсивностью новейшей эрозии, но, по-видимому, и с локальным развитием ледниковых процессов в четвертичное время.

Ледниковыми по происхождению являются довольно мощные нагромождения, встреченные в верховье р. Чегет-Лахран, в верховье р. Кинджал и по р. Казы-Псыка.

В первых двух случаях образование отложений определенно связано с небольшими ледничками, которые возникли ниже обрыва плато в местах его северной экспозиции.

Можно предположить при этом, что ледники не имели длинных языков, а были короткими цирковыми, так как в противном случае, например, морены в долине р. Чегет-Лахран могли бы сохраниться почта до устья. Однако нижняя половина долины р. Чегет-Лахран не имеет ледниковых отложений, а их полный размыв исключается благодаря маловодности упомянутой речки. Моренные нагромождения по р. Казы-Псыка также вряд ли связаны с длинными долинными ледниками; судя по морфологии правого склона, они скорее всего возникли благодаря деятельности небольшого ледника, который располагается в небольшом цирке под обрывом плато, имеющем в данном месте также северную экспозицию.

Оползневые явления сейчас проявляются вдоль подножия обрыва плато; они обусловлены выходами среднеюрских песчано-глинистых отложений, богатых водоносными горизонтами.

Этапы развития рельефа

Формирование современного рельефа описываемого района началось в конце плиоцена, когда обозначилась моноклинальная структура северного склона Кавказского хребта, построенная в своей верхней части меловыми (а севернее нашего района и третичными) отложениями.

К концу третичной эпохи относится установление континентального режима, сохраняющегося до наших дней [Муратов, 1948].

Надо полагать, что расчленение и денудация мезозойско-кайнозойской моноклинали северного склона протекали одновременно с ее подъемом, поэтому и могла, в частности, формироваться консеквентная долина, которой является в пределах нашего района долина Малки, прорезающая куэсту Скалистого хребта; одновременно развивались и субсеквентные долины (р. Хасаут).

Формированию верхнего плато, по-видимому, с конца плиоцена до наших дней способствовали главным образом процессы плоскостной денудации, контролируемые пологонаклонным залеганием мезозоя.

Одновременно поверхность плато стала расчленяться благодаря эрозионным процессам.

Особенно интенсивно оно прорезалось р. Малкой и ее притоками, которые, постепенно врезаясь, достигли палеозойского субстрата. Последний сильно затормозил глубинную эрозию и обусловил в конечном счете выработку притоками и овражной сетью р. Малки поверхности Бичесынского плато.

Последнее, являясь по способу образования главным образом эрозионно-денудационным, по существу представляет структурный ярус, возникший благодаря наличию палеозойского субстрата.

Поверхность палеозойского субстрата, перекрытая трансгрессивно отложениями юры, судя по возрасту наиболее древних залегающих на пей слоев, является дотоарским пенепленом; в настоящее время эта поверхность наклонена под небольшим углом на север.

Отметки пенеплена в пределах района указывают на определенный рельеф его поверхности, возникший как вследствие дотоарской денудации, так и под влиянием более поздних тектонических движений. Последние обусловили, в частности, существование пологого вала с осью, проходящей несколько западнее современного ущелья р. Малки [Муратов, 1948].

Рельеф древнего дотоарского пенеплена отразился в современном рельефе только в том отношении, что эрозионные процессы благодаря наличию под сравнительно рыхлым мезозойским комплексом цоколя из устойчивых пород палеозоя замедлились и в сочетании с денудационными процессами привели в конечном счете к образованию Бичесынского плато. Однако последнее ни в коем случае нельзя отождествлять с древним доюрским рельефом, хотя их поверхности в пространстве почти совпадают.

Таким образом, исторически более древним образованием в рельефе района является структурно-денудационная поверхность плато, выработанная на верхнеюрских и меловых отложениях; несколько более поздним элементом является эрозионно-денудационная, в конечном счете также структурная поверхность Бичесынского плато, и, наконец, наиболее молодой формой геоморфологического ландшафта является горный скалистый рельеф склонов долин и непрерывно развивающийся скалистый уступ плато, возникший, однако, впервые раньше структурно-эрозионной поверхности Бичесынского плато.

Отсутствие в районе отложений, которые можно было бы синхронизировать с возникновением основных типов структурного рельефа, затрудняет решение вопроса о возрасте различных типов рельефа. Можно согласиться с Н.И. Николаевым, что куэсты северного склона Кавказа имеют древний, во всяком случае плиоценовый возраст [Николаев, 1948], однако этот вопрос нельзя считать решенным.

Возраст Бичесынского плато моложе и относится, вероятно, к верхнему плиоцену и древнечетвертичному времени.

Наличие отложений от ледников, располагавшихся ниже верхнего структурно-денудационного плато, указывает, что Бичесынское плато было уже в общих чертах сформировано по крайней мере до последнего вюрмского оледенения.

Современные узкие ущелья, прорезающие Бичесынское плато и несущие местами низкие аккумулятивные террасы, сформировались в послеледниковое время и продолжают развиваться до сих пор.

ЛИТЕРАТУРА

Варданянц Л.А. 1934а. О возрасте рельефа Предкавказья // ДАН СССР, № 7.

Варданянц Л.А. 1934б. Материалы к истории развития рельефа Предкавказья // Изв. Гос. Геогр. общ., т. 66, вып. 4.

Муратов М.В. 1948. Очерк геологического строения северного склона Кавказа (в районе к югу от Кавказских Минеральных Вод). Тр. Московск. геолого-развед. инст., 23.

Муратов М.В., Гзовский М.В. 1948. Основные этапы развития Эльбруса как вулкана. Тр. Московск. геолого-развед. инст., 23.

Николаев Н.И. 1948. О возрасте рельефа Центрального Кавказа и Предкавказья. Тр. Московск. геолого-развед. инст., 23.

Ссылка на статью:

Бархатов Б.П. Геоморфологический очерк верхней Малки // Вестник Ленинградского университета. Сер. 7. Биологии, географии и геологии. 1953. № 7. С. 175-180.