Географический очерк Северного Кавказа

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

1. Географический очерк

2. Стратиграфические образования

3. Тектоника

4. Геоморфология

5. История геологического развития

6. Полезные ископаемые



1. Географический очерк

Территория Северного Кавказа по характеру рельефа разделяется на две провинции -- Большой Кавказ и Предкавказье. Граница между ними проходит вдоль северных предгорий Большого Кавказа.

В пределы описываемой территории входит северный склон Большого Кавказа -- от Керченского пролива на северо-западе до р. Самур на юго-востоке и часть южного склона к северо-западу от р. Мзымта. Характерной особенностью Большого Кавказа является зональное развитие основных форм его рельефа -- горных хребтов и разделяющих их межгорных депрессий с преобладающим направлением с северо-запада на юго-восток. Остов Большого Кавказа составляют Главный и Передовой высокогорные хребты.

Севернее Передового хребта расположена полоса значительного понижения рельефа, сложенная песчано-сланцевыми породами нижней и средней юры. В литературе она известна под названием «Северной юрской депрессии». Она протягивается и далее к юго-востоку, в область Центрального Кавказа, а затем в пределы Дагестана, где теряет свою орографическую обособленность.

К востоку от р. Терек располагается полоса куэст которая переходит в зону складчатых хребтов и плато внутреннего Дагестана, сложенных верхнеюрскими и меловыми отложениями. Северо-восточнее расположены моноклинальные хребты Андийский Салатау и Гимрийский с высотами до 2500--2800 м. С севера и востока они окаймлены зоной складчатых предгорий, сложенных палеогеновыми и неогеновыми отложениями; абсолютные высоты хребтов здесь не превышают 1000 м. Рельеф описываемого участка имеет субширотное простирание.

На изучаемой территории располагается Андимйский хребемт -- один из горных хребтов Большого Кавказа, который отделяется от главного хребта у горы Барбало. Он расположен в северо-восточной части, по левому берегу реки Андийское Койсу и образует водораздел бассейна этой реки с реками бассейна Сунжи. Длина хребта -- приблизительно 60 км, максимальная высота -- 2736 м. Сложен главным образом известняками мелового периода.

Снеговой хребет - один из высочайших хребтов Дагестана. Он расположен на севере дагестанского высокогорья, на границе с Грузией и Чеченской Республикой. Северные склоны хребта принадлежат Чечне, южные - Дагестану, а небольшой юго-западный участок - Грузии. По гребню Снегового хребта проходит водораздел рек Шароаргун и Андийское Койсу. Ориентирован хребет в северо-восточном направлении Он является естественным продолжением Тушетского (Пирикительского)хребта.

Максимальная абсолютная высотная отметка описываемой территории - 2806 м (г Кашкерлам), минимальная - 800 относительно уровня моря. Основные формы рельефа (горный хребет на юге и долина на севере) простираются в направлении с северо-востока на юго-запад. На юго-востоке расположена речная долина, по которой протекает река Андийская Койсу, впадающая в Чиркейское водохранилище северо-восточнее. Западнее расположено озеро Кезенойам.

2. Стратиграфические образования

Стратиграфические образования рассматриваемой территории имеют субширотное простирание. Изучаемую территорию можно разделить на два крупных блока. Южный блок представлен более древними породами, а именно юрскими и меловыми. Северный блок более молодой и в его состав входят преимущественно образования неогена и в меньшей степени палеогена и четвертичной системы. Если обратить внимание на рельеф, то можем сказать, блок. Сложенный более ранними образованиями приподнят, а более молодой блок опущен. Разрывное нарушение, по которому контактируют эти две разновозрастные части явно наклонён в сторону более древних пород. Поэтому данный разрыв имеет взбросовый характер, который наверняка возник во время складкообразования.

Ниже приведена стратиграфическая схема, которая отображает последовательность осадконакопления на данной территории, начиная со среднего отдела юрской системы.

Стратиграфическая схема

Мезозойская эратема MZ

Юрская система J

Средний отдел J2

Байосский J2b

Кумухская свита J2kmh

Батский J2bt

Цудахарская свита J2cd

Келловейский ярус J2k

Варандийская свита J2vr

Верхний отдел J3

Оксфордский ярус J3o

Иронская свита J3ir

Кимериджский ярус J3km

Гандалбосская свита J3tt

Титонский ярус J3tt

Матламская свита J3mt

Меловая система J

Нижний отдел J1

Берриасский ярус K1b

Кулимеэрская свита K1kl

Готеривский ярус K1g

Гапшиминская свита K1gp

Барремский ярус K1br

Левашинская свита K1lv

Аптский ярус К1а

Гундаринская свита K1gn

Альбский ярус K1al

Хаджамахинская K1hb

Верхний отдел К2

Сеноманский ярус K2s

Аймакинская свита K2am

Туронский ярус K2k

Дженгутайская свита K2dz

Сантонский ярус K2st

Корадамеэрская свита K2mr

Кампанский ярус K2km

Чабанская свита K2cb

Кайнозойская эратема KZ

Палеогеновая система ?

Палеоцен (нижний отдел) ?1

Датский ярус ?1d

Охлинская свита ?1oh

Эоцен (Средний отдел) ?2

Олигоцен (верхний отдел) ?3

Хадумская свита ?3hd1 - 2

Миатлино -

муцидакальская свита

Нижняя подсвита ?33mm1

Верхняя подсвита ?33mm2

Неогеновая система N

Миоцен N1

Свита рики N1rk1

Коцахурский ярус N1kc

Зурамакентская свита N1zn1

Тарханский ярус N1t

Тарханский региоярус и нижняя толща чокракского региоярус N12t+ch1

Верхняя толща N12ch2

Караганский и конкский ярус N21kr+kn

Нижний и средний подъярусы N13sr1+2

Верхний подъярус N13sr3

Нижняя толща N13sr31

Верхняя толща N13sr32

Нижний байос (кумухская свита) начинается толщей часто чередующихся черных аргиллитов и глинистых алевролитов с пачками зеленых мелкозернистых песчаников (пачелкентские слои). Мощность 240--640 м.

На изучаемой территории кумухская и цудахарская свиты сложены переслаивающимися алевролитами, аргиллитами, песчаниками зеленовато-серого и голубовато-серого цветов, а также известняками. Принадлежность этих пород к юрской системе, а именно к байосу и бату обосновывается наличием ракушечников с такими ископаемыми, как Stephanoceras humphiesianum Sow., Parkinsonia sp. (cf. parkinsoni Sow.).

Кумухская свита названа по селению Кумух, расположенному на реке Казикумухское Койсу в Дагестане. Свита распространяется по Чечено-Ингушетии и Дагестану. В стратотипе она представлена аргиллитами, алевролитами и песчаниками, соотношение которых в разрезе быстро меняется. Мощность колеблется в пределах от 200 до1700 м. В отложениях выделенного стратотипа содержатся Hyperlioceras ssp., Sonnina sowerbyi Mill., Otoites sauzei Orb., Witchellia spp., Stephanoceras humphriesianum Sow. Et spp., Dorsetensia liostraca Buckm. et. spp., Telocerac blagdeni Sow., Caumontisphinctes, Praeleptosphinctes spp. На подстилающей игатлинской свите и её аналогах залегают либо с размывом, либо отделена чёткой литологической границей. Перекрывается с размывом цудахарской свитой. В Южном Дагестане разделяется на пачалкенскую и цуцмурскую подсвиты. Принадлежит н. и низам в. байоса. Соответствует низам бейбулагской св., нижнебайосскому комплексу.

В большинстве случаев, отделяясь от нижнего байоса границей размыва, выше залегает толща чередующихся песчаников, алевролитов и аргиллитов, образующих пачки с преобладанием то песчаников, то аргиллитов. Она выделяется под именем хундахских слоев цудахарской свиты.

Цудахарская свита впервые была выделена в окресностях села Цудахар в Дагестане. Распространена на территории Чечено-Ингушетии и Дагестана. в междуречье Мартан-Андийское Койсу аргиллиты и глинистые алевролиты распространены неравномерно, в отдельных пачках полосчато переслаивающиеся друг с другом и имеют мощность от 180 до 1600 м. Мосточнее реки Андийское Койсу свита приобретает трёхчленное строение и подразделяется на три подсвиты: нижняя (хиндахские сл.) - ритмично чередующиеся пачки переслаивающихся аргиллитов и алевролитов с пакерами и линзами песчаников; средняя (могохские сл.) - аргиллиты; верхняя (карадахские сл.) - глинистые алевролиты. В северной части Горного Дагестана в верхах нижней и в основании верхней подсвит выделяются кадарские и араканские (соответственно) песчаники; в составе средней подсвиты преобладают глинистые алевролиты. Свита содержит Strenoceras sp., Leptosphinctes spp., Bojocisphinctes sp., Orthogarantiana sp., Oppellia ex gr. subradiata Sow., parkinsoni Sow., P. valida Wetz., P. Wuerttembergica Opp., Oppellia (Oxycerites) spp., Lissoceras psilodiscus Schloenb., Morphoceras sp., Planisphinctes spp., Prorisphinctes spp. Цудахарская свита с размывом залеает на кумухской свите и с размывам перекрывается различными горизонтами келловея и нижнего мела. Относится к верхнему байоссу - нижнему бату. Данной свите не повсеместно соответствуют верхи бейбулагской свиты, верхи небайосско-батский комплекс; верхи белгатоевской свиты.

Западнее Аварского Койсу непрерывная полоса выходов байоса и бата протягивается вдоль южной периферии зоны Известнякового Дагестана в пределы восточной части Чечено-Ингушетии, до верховий р. Гехи. Отдельные выходы наблюдаются также в глубоко врезанных ущельях, в сводах Варандинской, Салатаусской и Хунзахской антиклиналей. Разрез байосско-батских отложений характеризуется здесь относительным постоянством строения и чрезвычайным однообразием, при значительных колебаниях мощностей отдельных его частей.

Далее отложения батского ятуса перекрываются песчаниками, гравелитами и алевролитами варандийской свиты, которая относится к келловейскому ярусу верхнего отдела юрской системы. Эти отложения, в свою очередь, согласно залегают с иронскими кремнями и карбонатными породами (известняки, доломиты), которые имеют массивную толстоплитчатую текстуру.

Самые молодые отложения юрской системы выделены в иронскую свиту и отделу и приурочены к кимериджскому и титонскому ярусам. Эти образования сложены разнообразными по составу породами: известняками, доломитами, гипсами, ангидридами, алевролитами, брекчиями, ракушечниками с Matheronia salevensis Favre.

Происхождение названия слежующей свиты не известно. Иронская свита была выделена в междуречье Баксан-Чирахчай. В стратотипе свита сложена известняками и доломитами, реже мергелями и песчаниками. Её мощность составляет в среднем 760 м. внизу встречаются остатки Qoenstedtoceras lamberti Sow., Hecticoceras metomphalum Bonar., выше - Campylites aff. henrisi Douv.,.., Cardiocera vertibrale Sow., C ilovaiskii Sok., Perisphinctes orbignii Lor., P. Spp., Arisphinctes lucingesis Favre, Ar. Orientalis Siem.,

Данная свита залегает с размывом на армхинской свите, с размывом (?) перекрывается балтинской. Входит в келловей - низы кимериджа.

Верхнеюрские отложения Восточного Предкавказья фауной оха­ рактеризованы слабо. Возраст местных подразделений, на которые расчленяются эти отложения, определяется комплексом известных палеонтологических и сравнительно-стратиграфических данных.

Далее, вверх по разрезу залегают отложения меловой системы и самыми древними из них являются берриасские известняки, брекчии, глины, конгломираты, алевролиты и гипсы, объединённые в кулимеэрскую свиту. Эта свита перекрывается серыми пелитовыми известняками турклитауской свиты.

Отложения меловой системы по сравнению с другими системами мезозоя, палеозоя и даже кайнозоя пользуются наибольшим распро­ странением на Северном Кавказе. Довольно широкой полосой выходы их окаймляют горное сооружение Кавказа, слагая западные и восточ­ ные погружения его, и распространяются почти по всей территории равнинного Предкавказья.

Отложения турклитауской свиты согласно залегают с перекрывающими её зеленовато-серыми песчаниками и алевролитами, которые к середине сменяются органогенно-обломочными известняками гапшиминской свиты. Породы содержат такие органические остатки, как Speetoniceras coronatiformis M.Pavl., S.cf. versicolor Tr.

Далее вверх по разрезу следуют породы, представленные переслаиванием известняков, песчаников внизу и аргиллитов с пластами песчаников и алевролитов вверху; алевролитах обнаружены остатки Sthaera corrugate Sow. Colchidites Colchicus Djan. Эти отложения выделяются в левашинскую и гундаринскую свиты и относятся к барремскому и аптскому ярусу.

Хаджинская свита, которая перекрывает отложения гундаринскую свиту, относится к альбскому ярусу и представлена аргиллитами, мергелями, известнякями с остатками Hoplites dentatus Sow.

Выделенные аймакинская и дженгутайская свиты относятся к сеноманскому, туронскому и коньякскому ярусам соответственно. Эти образования на изучаемом участке сложены мергелями с плитчатой отдельностью, прослоями глин и известняками с массивной текстурой. Из органических остатков обнаружены Inoceramus crippsi Mant., In. orbicularis M?nster, In. pictus Sow., In. cf. falca tus Heinz.

Далее отложения перекрываются морадаеэрской свитой, включающей в себя известняхи светлые, толстоплитчатые, мергели, карбонатные глины. В средней и верхней частях имеются олистостромы. Также имеются следующие органические остатки: Micraster cf. rostratus Mant., Pseudofaster caucasicus L. Dru.

Чабанская и охлинская свиты, подстилаемые морадаеэрской, относятся к маастрихтскому ярусу меловой системы и датскому палеоцена. Свиты представлены светло-серыми известняками с зеленоватым оттенком и плитчатой отдельностью. Также в пределах свит наблюдаются прослои мергелей, карбонатных песчаников, алвролитов, глин, конгломератов, невыдержанные горизонты олистостромов. Также имеются остатки Discoscaphites constrictus Sow., Echinocorys pyramidatus Portl., Cyclaster danicus Shl?t.

Отложения эоцена представлены фораминиферовой серией. Нижняя часть сложена мергелями, глинами, известняками, а также олистостромами. Из органических остатков обнаружены Truncorotalia aragonensis Nutt. И др.

Верхняя часть также сложена мергелями, глинами, известняками и олистостромами. Органические остатки: Bulimina sculptilis Cushma, Globigerapsis tropicalis Blow et Banner и др.

В отложениях олигоцена выделена майкопская серия, в состав которой входят хадумская, миатлино-муцидакская свита, свита рики и зурамакентская свита.

Рассматриваемая серия названа по Майкопскому горному округу вблизи города Майкоп. В зону её распространения входят главным образом Кавказ, в Предкавказье (до Волго-Донского междуречья), западные районы Средней Азии, Мангышлак и Причерноморская впадина. В стратотипе представлена тёмно-коричневыми неизвестковистыми глины с ярозитом, с послоями и пачками песчаников и алевролитов. В нижней части мергели и известковистые глины. Мощность составляет 3600 с. Содержит раковины моллюсков, остракод, фораминифер, скелеты рыб, миоспоры, радиолярии, отпечатки листьев растений, панцири диатомовых водорослей. Данная серия залегает на белоглинской свите, перекрывается тарханским мергелем. Данная серия по составу расчленяется на свиты, а также на нижнюю. Верхнюю и среднюю части (в разных районах по разному). Во многих районах имеюстя самостоятеллные схемы стратиграфии.

В хадумскую свиту входят тёмно-серые карбонатные глины с рыбными остатками и острокодовые мергели; в верхней части имеюстя прослои алевролитов, песчаников с остатками Cibicides amphisyliensis Andr.

Отложения данной свиты распространены на Кавказе и Крыму. В стратотипе представлена тёмно-серыми и коричневатыми глинами с прослоями мергелей. Мощность отложений варьирует от 40 до 400 м. На Кавказе разделяется на три подсвиты: 1) пшехскую - известковистые глины с прослоями неизвестковистых глин мощностью 15 - 25 м с остатками Planobrella sp. Sp., Nukulan comta Goldf., Lucina batalpaschinica Rorob., Paleogadus intergerinus Dan., Acoliscus heinrichi Heckel, Lepidopus glarisianus Ag., Globigerina officinalis Subb., Nonion praevius Subb., пыльца и споры; 2) полбинская - светлый алевритовы мергель мощностью 2 - 3 м., встречены Disopontocypric oligocaenica Zal., Cytheridea mulleri Munst., Paracypris polita Lkls., Rzrhakia cimlanica Zhizh.; 3)Морозкиной балки - известковистые и неизвестковистые слоистые глины мощностью до 30 м, встречаюстя остатки Clypea longimana Heckel, Clypeonella brevicauda Heckel, Priacanthus longispinus Led., Uvigerinella califorica Cushm., Globigerina officinalis Subb., Caucasina schischkinskayae Samoil., пыльца и споры. Хадумская свита входин в майкопскую серию. Залегает на белоглинской свите, перекрывается на северо-западе Кавказа абадзехской свитой, переход между подсвитами согласный, постепенный. Возраст - ранний + средний олигоцен.

Миатлино-муцидакальская свита состоит из двух подсвит. Нижняя подсвита представлена глинами, алевролитами и песчаниками. Также в пределах свиты имеются с глыбами и «пластами» подстилающих пород.

Верхняя подсвита сложена глинами с пакетами плитчатых алевролитистых песчаников. В нижней части подсвиты также имеются олистостромы.

Миатлинская свита (горизонт) названа по селу Миатлы в Дагестана, где был выделен её статотип. Свита в эталонном разрезе представлена слоистыми глинами с прослоями и линзами песчаников. Мощность свиты колеблется в пределах от 120 до 300 м. Внизу прослои известковистых глин с Bolivina sp. sp., Uvigerinella californica Cushm., по всему разрезу остатки рыб. Свита входит в майкопскую серию, согласно залегает на хадумской свите, перекрывается также согласно ниж. глинистой свитой.

Муцидакальская свита (горизонт) в стратотипе представлена слоистыми и оскольчатыми клинами с прослоями песчаников. Мощность свиты варьирует от 300 до 800 м. Встречаются Merluccius inferus Dan., Uvigerinella aff. caligornica Cushm., пыльца и споры. Входит в майкопскую серию; залегает на нижней глинистой свитой, перекрывается аргунской свитой. Возраст - поздний олигоцен.

Свита рики в основном имеет в своём составе преимущественно тёмными и серыми тонкослоистыми глинами с прослоями мергеля, алевролитами, септариевыми конкрециями, известняками, олистостромами.

Данная свита (горизонт) названа по балке Рики-Кал, расположенной в бассейне реки Сулак в Дагестане. Расчленена на три свиты: аргунскую, алкунскую и ассинскую.

Завершающей майкопскую серию являетя зурамакентская свита, предсталенная тёмными глинами с уплощёнными линзами и конкрециями чёрных глинистых сидеритов, прослои песчаников с Amphisyle daghestanica Ledn.

Зурамакентская свита выделена в восточной части Северного Кавказа. Типичный разрез расположен на левом берегу балки Рики-Кал у села Зурамакент. Линологический состав преимущественно глинистый с прослоями сидеритовых конкреций. Породы имеют вишнёво-чёрный цвет. Мощность по реке Сурак составляет 150 - 200 м. Содержит сораминиферы и остатки рыб Aleoliscus daghestanicus Lend., Merluccius sp.; согласно залегает на горизонте Рики, перекрывается согласно тарханским горизонтом. Данная свита относится к верхнему майкопу с возрастом ранний миоцен.

В основании миоцена лежит тарханский региоярус и нижняя толща чокракского региояруса. Данные отложения сложены глинами с прослоями алевритов, мергелей, невыдержанными горизонтами песчаников, следами и горизонтами подводного оползания с Spirialis subtarchanensis Zhizh., Spaniodontella intermedia Andr., Tellina socolovi Golub., Ervilia praepodolica Andr. и др.

Тарханский региоярус (горизонт) выделен Н.И. Андрусовым на Керченском полуострове в гор., к которому отнесён пласт мергеля с Pseudamussium denudatum. Стратотипический разрез находится на м.Тархан. отложения представлены в стратотипе преимущественно тёмно-серыми сланцевытыми глинами, окремнелыми мергелями и серыми известковистыми глинами. Мощность составляет 94 м; залегает на майкопской серии, перекрывается чокракскими известняками. Отложения содержат в себе Pseudomissium denudatum Reuss., Nucola placentina Lam., Pycnadonte cochlear Poli, Apporhais pespelecani caucasia Devid., Spiratella tarchanensis Kittl., Puellina adiata Moll., Globigerina tarchanensis Subb. et Chatz., G. praebulloides Blow., Globorotalia opima continuosa Blow., G. acistaensis Blow. и наннопланктон.

Верхняя толща чокракского региояруса (горизонта) представлена горизонтами светлых кварцевых песчаников, пакетами чёрных глин с прослоями песчаников и мергелей. В пределах толщи также наблюдаются следы подводного оползания с Ervilia cf. Praepodolica Andr.

Чокраксчий ярус (горизонт) назван по озеру Чокрак, расположенному на керченском полуострове. В стратотипе представлен глинами, песчаниками, известняками, раушечниками и конгломератами, общая мощность которых от нескольких метров до 1 км и более в Дагестане. Сратотип в Крыму, у Чокракского озера содержит богатый комплекс эндемичных форм моллюсков - Chlamys pertinax Zhizh., Ervilia praepodolica Andrus., Acanthocardia centumpanium Andrus., A. Impar Zhizh., Cerastoderma bogatchevi Koles., Cerithium cattleyae Bayli, Gibbula tschokrakensis Andrus., фораминифер и остракод. Возраст - средний миоцен. Сопоставляется с частью бадения Центрального Паратетиса. Залегает на тарханском ярусе; имеются разногласия относительно объёма и дробного подразделения.

Далее отложения Чокракского яруса перекрываются светлыми квацевыми песчаниками, чёрными и голубовато-зелёными глинами с прослоями мергелей с Sponiodontella pulchella Baily, S. Tapesoides Andr., Venus Konkesis Socol. Данная толща объединяет конкский и караганский ярусы (горизонты).

Караганский ярус назван по мысу Тюб-Караган в Мангышлаке. Область распространения - Крым, Кавказ, Устюрт, Копетдаг, юг Украины. В стратотипе предстаплен глинами с прослоями мергелей, известняками, песками и песчаниками. Мощность от 10 до 400 м; широко развиты Lutetia (Sponiodontrlla) pulchella Baily, L. (S.) opicthodon Andrus. Залегает согласно на чокракском, перекрывается конкским горизонтом.

Конкский ярус (горизонт) выделен на реке Конка, являющейся притоком Днепра.

Распространён на Юге Украины, в Крыму, на Кавказе, Мангышлаке, Устюрте, Туркмении, и в Западном Казахстане. Стратотип, расположенный в окрестностях посёлка Веселянка в Украине, представлен глинами, песками, ракушняками. Мощность составляет 80м; содержит фауну Venus konkensis Sok., Mactra basteroti konkensis Sok., Ervilia pusilla trigonula Sok., Cardium andrussovi Sok. Залегает на карагане, в стратотипе с перерывом на прибрежно-континентальных отложениях палеогн-миоцена, перекрывается нижним сарматом.

Нижний и средний подъярусы сарматского региояруса представлены серыми карбонатными глинами с прослоями мергелей с Abra reflexa Eichw., Mactra eichwald Lask., cryptomactra pes-anseris Andr. и др.

Верхний подъярус сарматского региояруса состоит из двух толщ. Нижняя толща сложена алевритистыми глинами с тонкими присыпками и прослоями песка с остатками рыб в нижней части, карбонатными серыми с тонкими прослоями мергелями, сидеритами. Из органики также обнаружены Mactra caspia Eichw., M. bulgarica Toula, M. Luxata Zhizh.

Верхняя толща представлена песками и песчаниками. Верхней части - континентальная фауна, в нижней части распространены мергеля. Глины серые с линзами рыхлых ракушечников, известняки плотные и ракушечниковые c Mactra caspia Eichw. M. bulgarica Toula, Helix sp.

Сарматский ярус (региоярус) назван по древней народности сарматы, живших на юге европейской части России. Отложения данного яруса распространены в Украине. В Крыму, на Кавказе, в Придунайских странах, в Прикаспии, в Средней Азии. Сарматский ярус (региоярус) представлен мелководными, переходными и глубоководными морскими глинами, песками, известняками, ракушечниками. Мощность составляет до 4 км. Содержит остатки многочисленных видов и разновидностей Mactra, Cardium, Modiola, Paphia, Cerithium, Buccinum, Akburunella, фораминифер, червеобразных, мшанок, рыб, морских млекопитающих (тюленей и китообразных), а также растений. Нижняя граница Сарматского яруса - кровля конкского яруса, а верхняя - подошва мэотиса.

3. Тектоника

Кавказ занимает своеобразное геологическое положение. Он принадлежит к той зоне земной коры, которая в современную эпоху является самой активной в геологическом отношении зоной, в пределах которой земная кора и в настоящее время сохраняет очень высокую подвижность. Эта высокая подвижность земной коры в области Кавказа проявляется, в частности, в землетрясениях, которые происходят в разных районах Кавказа и нет-нет да и напоминают нам, что где-то глубоко в земной коре или под земной корой должны находиться значительные запасы энергии, не нашедшей ещё своей «разрядки».

Кроме того, об этих движениях коры прямым образом свидетельствуют результаты повторных нивелировок, осуществляемых через каждые 20 - 25 лет вдоль линий железных дорог.

Оказывается, высотные отметки вдоль этих линий изменяются вполне закономерным образом, причём так, что отдельные участки Кавказского перешейка повышаются, а другие, наоборот, испытывают опускание. Поднимающиеся участки железнодорожных линий приурочены к окончаниям Кавказского хребта, а погружающиеся участки - к низменностям, где протекают крупные кавказские реки.

Опускание наблюдается в долине реки Куры, причём в районе станции Керрар оно достигает 6 мм в год, особенно же резкое погружение происходит в районе порта Поти, где оно идёт со скоростью 13 мм в год. Значительные опускания имеют место также в области Кубанской и Терской низменности, достигая 12 мм в год. С другой стороны, там , где железнодорожные линии пересекают окончание Главного Кавказского хребта - в районе к северу от Баку и вплоть до Махачкалы, мы наблюдаем систематическое поднятие со скоростью до 14 мм в год. Поднятие наблюдается также в районе Сурамского перевала, где проходит поперечный хребет, соединяющий Большой Кавказ с Малым Кавказом.

ВОСТОЧНЫЙ КАВКАЗ

Юго-восточнее р. Терек в осевой части Кавказского мегантиклинория палеозойский фундамент обнаруживает ступенчатое погружение под осадочные мезозойские отложения. Эта часть Большого Кавказа до следующего резкого юго-восточного погружения на меридиане р. Самур названа Е. Е. Милановский и В. Е. Хаиным (1963) восточным сегментом Большого Кавказа, или структурой Восточного Кавказа. Границей области на западе является р. Терек, на востоке -- р. Самур, на северо-востоке -- кровля мезозойских отложений, на юго- западе-- северо-восточная граница распространения флишевых отложений. Большинство геологов на Восточном Кавказе выделяет пять тектонических зон (с севера на юг): Известняковый Дагестан, наклонная складчатая ступень (Агвалинская), осложненная флексурами, горст- антиклинорий Бокового хребта, Бежитинский грабен-синклинорий, горст-антиклинорий Главного хребта. Кроме того, в юго-восточном Дагестане выделяются Джуфидагский антиклинорий и БейбулагсКий синклинорий. Известняковый Дагестан, Бейбулагский синклинорий, Агвалинская наклонная складчатая ступень и Джуфидигский антикли­ норий обладают многими общими чертами: во-первых, все антиклинальные и синклинальные складки из Известнякового Дагестана продолжаются в Джуфидагский антиклинорий и Бейбулагский синклинорий; во-вторых, они имеют сходную историю развития. Поэтому эти структурные единицы могут быть названы подзонами и объединены в одну зону под названием «Внешняя зона Горного Дагестана». Внешняя зона Горного Дагестана представляет собой северо-восточное крыло мегантиклинория Большого Кавказа и является непосредственным продолжением Северо-Кавказской моноклинали. Она довольно четко делится на три подзоны: Известняковый Дагестан, Джуфидагский антиклинорий и Бейбулагский синклинорий.

Известняковый Дагестан, как показывает название, сложен карбонатными породами верхней юры и мела. Границей подзоны на северо- востоке является кровля мезозойских пород, южная граница между реками Терек и Кара-Койсу проводится условно по современному выходу подошвы отложений верхней юры.

Дагестанский клин является складчатым сооружением, расположенным, очевидно, на жестком основании. Л. А.. Варданянц (1954 г.) рассматривает Известняковый Дагестан как антиклинорий, А. А. Сорский считает его синклинорием. В. Е. Хаин показал, что эта область не может быть названа ни синклинорием, ни антиклинорием, а представляет собой огромную структуру террасу -- «мегатеррасу»,. Подзона Известнякового Дагестана обладает своеобразным складчатым строением. В пределах ее развития довольно крупные коробчатые антиклинальные складки с крутыми, иногда опрокинутыми крыльями при почти горизонтальном или пологонаклонном своде. В строении складок часто наблюдается асимметрия; одно из крыльев более крутое. Складки имеют протяженность от 15--20 до 60 км и ширину от 2--5 до 15 км. Западнее р. Шаро-Аргун складки имеют северо-восточное, восточное -- широтное, а к юго-востоку от р. Сулак они приобретают юго-восточное простирание. По простиранию шарниры складок испытывают ундуляцию, что придает им коробчатое строение. Периклинальные части складок, оказываются очень часто перемятыми, раздробленными и кулисообразно расположенными одна относительно другой. Синклинальные складки, разделяющие антиклинали, представляют собой крупные плоскодонные мульды, заполненные верхнемеловыми известняками и местами также палеогеновыми и миоценовыми отложениями. В пределах подзоны Известнякового Дагестана породы имеют трехъярусное строение. Наиболее значительно дислоцированные осадки нижней и средней юры составляют первый структурный ярус, карбонатные породы юры и мела -- второй структурный ярус, а третичные отложения -- третий. В развитии Известнякового Дагестана намечаются три этапа. В первый этап (южная и средняя юра) подзона испытала интенсивное погружение, когда накопились мощные (до 5000 м) толщи осадков. По данным Г. П. Леонова и Г. А. Логиновой (1956), на рубеже между средне- и верхнеюрской эпохами наступает резкое изменение в характере осадконакопления, на западе (между Тереком и Аргуном) образуется угловое несогласие. В середине келловея почти вся подзона снова испытывает воздымание. В конце позднеюрской эпохи в области современного развития карбонатных пород Чечни и Дагестана обосабливается лагунный бассейн, в пределах которого, как замечают А. А. Сорский и В. Н. Шолпо, начинается дифференциация на отдельные прогибы и поднятия, примерно соответствующие современным антиклиналям и синклиналям. В раннем мелу эта дифференциация еще более усиливается, а в позднемеловое время отчетливо проявляются зоны больших и малых прогибаний, соответствующие современным антиклиналям и синклиналям. В кайнозойское время подзона испытывает поднятие и ранее созданные пологие валоподобные поднятия и прогибы превратились в наблюдаемые сейчас складки.

НОВЕЙШАЯ ТЕКТОНИКА

В настоящее время неотектонические движения обычно рассматриваются в интервале, охватывающем последний отрезок геологической истории начиная с неогена, который выделяется под названием «неотектонического этапа». Для Кавказа нижняя граница новейшего этапа должна быть повышена до позднего миоцена (поздний сармат--мэотис). Именно в это время здесь начались наиболее интенсивные восходящие движения, сопровождавшиеся резким усилением погружений краевых и межгорных впадин и мощной субаэральной вулканической деятельностью. Принимаемый возрастной интервал для неотектонйческих движений хорошо согласуется и с геоморфологическими данными. В миоцен-четвертичное время было ликвидировано островное, а затем полуостровное положение Большого Кавказа и происходило последовательное формирование господствующих в современном рельефе прямых унаследованных и наложенных морфоструктур. Территория Северного Кавказа по проявлению неотектонических движений весьма разнородна. Характерной бсобенностью новейшей структуры Большого Кавказа являются поперечные поднятия -- Эльбрусское, Дагестанское и Адыгейское. Резкое усиление поднятий Большого Кавказа наметилось в самом начале новейшего этапа, на что указывает грубообломочный характер верхнемиоценовых прибрежно-морских моласс.



4. Геоморфология

Накопленные к настоящему времени геологические данные позволяют считать, что основные морфоструктурные элементы Северного Кавказа были заложены еще в позднем палеозое. Остов современного Большого Кавказа возник на месте герцинских горных сооружений. Более чем вероятно, что к этому времени относится заложение платформенных впадин и поднятий Предкавказья. Тогда же наметилось резкое различие между Северным и Южным склонами Большого Кавказа, по крайней мере, в его центральной части. Рельеф Северного склона в позднем палеозое развивался в условиях платформенного режима, тогда как на Южном продолжали существовать геосинклинальные условия. Поэтому изучение позднепалеозойского этапа развития рельефа Северного Кавказа очень важно для понимания современного морфоструктурного строения различных частей этой территории. геологический стратиграфический пенеплен рельеф

Наиболее существенные изменения палеогеоморфологических условий развития Северного Кавказа произошли уже в начальные стадии орогенических движений альпийского цикла. В палеогене, главным образом в олигоцене, в осевой части альпийской геосинклинали Большого Кавказа в результате устойчивых поднятий произошла консолидация существовавших здесь в течение всего мезозоя участков суши в единый Кавказский остров. С этого времени началось прогрессивное расширение суши в пределах Большого Кавказа и формирование горного рельефа в его осевой части.

Олигоценовая эпоха в истории развития рельефа Северного Кавказа интересна и тем, что в это время или еще раньше была заложена устойчивая меридионально направленная речная сеть на северном склоне Кавказского острова, унаследованная современной речной сетью.

Новейшие теократические тенденции, резко усилившиеся на Кавказе в позднем миоцене, достигли максимума в среднем плиоцене. В это время на фоне продолжающихся дифференцированных поднятий произошло почти полное осушение Кавказа и он превратился в крупный континентальный перешеек между Каспийским и Черноморским бассейнами, смыкавшийся на севере с сушей Русской платформы. Среднеплиоценовый Кавказ характеризовался широким развитием разнообразных по генезису континентальных отложений и сложной дифференциацией палеогеоморфологических условий.

Окончательное формирование современного рельефа Северного Кавказа происходило в течение последнего плиоцена и четвертичного времени. Многие его черты, особенно в пределах Большого Кавказа, полностью определились в конце позднего плиоцена (в апшероне) и были связаны с проявлением наиболее интенсивных дифференцированных поднятий, сопровождавшихся мощной вулканической деятельностью в Эльбрусской и Казбекской областях.

Позднеплиоценовыми движениями были намечены контуры возвышенных и низменных равнин Предкавказья, близкие к современным их очертаниям. В четвертичное время на фоне более умеренных дифференцированных поднятий происходило периодическое обновление горного рельефа, созданного верхнеплиоценовой тектоникой. Формирование низменных аккумулятивных равнин Предкавказья целиком падает на четвертичное время.

В предгорьях Дагестана наблюдаются сложные соотношения рельефа и структур. Здесь наряду со структурными (моноклинальные хребты на крыльях антиклиналей) и прямыми тектоническими формами (антиклинальные хребты, синклинальные котловины) отчетливо выражены формы обращенного рельефа (синклинальное плато в районе Буйнакска и др.). В некоторых антиклиналях, где эрозия достигла стойких пород мела, возрождаются прямые формы рельефа (гора Кукурт-баш). Полоса восточных предгорий расчленена многочисленными поперечными долинами главных рек и их продольными притоками. Поперечные долины в местах прорыва стойких пород имеют характер ущелий, продольные -- обычно широко разработаны и по своему строению относятся к долинам антиклинального, моноклинального и синклинального типа.

5. История геологического развития

Свидетелем ранних этапов геологической эволюции Северного Кавказа является упоминавшийся выше Ростовский выступ. Среди слагающих его глубоко метаморфизованных осадочных и магматических пород намечается, по крайней мере, две генерации. Первую из них -- архейскую составляют образования, подвергшиеся наиболее интенсивному метаморфизму и в значительной степени замещенные гранитами. Вторая генерация пород Ростовского выступа относится к нижнему протерозою и включает аналоги саксаганид -- главным образом метаосадочные породы на средних ступенях метаморфизма. Эти образования встречаются среди поля развития архея в виде полос север-северо-западного -- юг-юго-восточного направления; они, очевидно, выполняют относительно узкие грабен-синклинории, возникшие в процессе раздробления ранее консолидированного архейского фундамента.

В позднем протерозое и начале кембрия в зоне Большого Кавказа и в южной части Предкавказья вновь господствовали геосинклинальные условия. Породы этого возраста в виде метаморфических сланцев и мраморов, местами в амфиболитовой фации метаморфизма обнажаются в северо-восточной части Северо-Кавказского краевого массива и играют основную роль в сложении антиклинория Главного хребта.

Двукратная смена вулканогенных пород преимущественно нормальноосадочными может рассматриваться как проявление определенной цикличности и служить известным основанием для выделения в пределах байкальского этапа (мегацикла) развития Северного Кавказа по крайней мере двух подэтапов (циклов). Свидетельством оживления тектонических движений и интрузивной деятельности на границе этих двух подэтапов может служить более высокий метаморфизм серии кристаллических сланцев по сравнению с вышележащей серией метаморфических (зеленых) сланцев и приуроченность только к первой из них пластовых тел гранитогнейсов.

В целом же позднепротерозойско-раннекембрийский, байкальский этап геосинклинального развития закончился в раннем или начале среднего кембрия эпохой складчатости и регионального метаморфизма, примерно соответствующей салаирской эпохе Сибири.

Позднебайкальские движения проявились также поднятиями, о чём свидетельствуют отложения предположительно кембрийской урлешской свиты аркозовых песчаников.

Накопление моласс, происходившее, вероятно, в обстановке морского побережья, сменилось морской трансгрессией среднего кембрия, единственным свидетелем которой пока остается глыба известняков.

Отсутствие на Северном Кавказе отложений верхнего кембрия и ордовика указывает, очевидно, на общее воздымание этого региона, представлявшего собой в течение данного геохронологического интервала, скорее всего, равнинную сушу.

Отсутствие собственно геосинклинальных фаций нижнего палеозоя (кроме, может быть, нижнего кембрия, связанного в этом смысле с протерозоем) говорит о том, что для Северного Кавказа нет оснований выделять самостоятельный каледонский этап развития. Время, отвечающее этому этапу, было занято здесь частично завершающими поднятиями байкальского мегацикла, а затем фазой квазиплатформенной стабилизации, наступившей вслед за этими поднятиями.

Начало герцинского этапа геосинклинального погружения документировано появлением в южной части Северо-Кавказского краевого массива глинисто-сланцевой (филлитовой), с прослоями песчаников и известняков формации верхнесилурийского возраста (лахранская свита).

Начиная со среднего (или раннего) девона, в структурном плане Северного Кавказа отчетливо обособляется узкий и глубокий прогиб, соответствующий зоне Передового хребта.

Начиная с раннего карбона область Северного Кавказа вовлекается в интенсивное складко- и горообразование. Этот процесс в первую очередь охватывает, вероятно, зону Главного хребта.

Складчатая структура герцинского комплекса на Большом Кавказе по сравнению с Предкавказьем заметно сложнее, степень метаморфизма значительно более высокая. Своего максимума поднятия, гранитизация и метаморфизм герцинского цикла достигли в зоне Главного хребта, которая с этого времени приобрела антиклинорную структуру.

Позднепермская эпоха и триасовый период явились на Северном Кавказе переходным временем от герцинского этапа развития к альпийскому. Весьма вероятно, что на рубеже карбона и перми, ранней и поздней перми, перми и триаса, в середине и конце триаса геоантиклиналь Главинго хребта испытывала повторные импульсы интенсивных восходящих движений, сопровождаемые внедрением гранитоидных интрузий (комплекс гранитов Главного хребта); на это указывают определения абсолютного возраста последних.

На юге Западного Предкавказья и в Восточном Предкавказье континентальный режим сохранялся лишь в раннем и среднем лейасе. На востоке и северо-востоке Предкавказья обнаружены осадки лагунно-континентального происхождения, которые могут относиться к указанному интервалу времени. В позднем лейасе и доггере эти районы были вовлечены в погружение с накоплением сероцветной морской терригенной формации, в байосе отмечены проявления вулканизма.

В целом северная часть геосинклинальной системы Большого Кавказа со спорадическими проявлениями начального вулканизма, меньшими мощностями и сравнительно грубыми терригенными литофациями представляла собой в лейасе и доггере миогеосинклиналь, южная же часть носила скорее характер эвгеосинклинали.

События конца средней -- начала поздней юры означали окончание стадии начальных погружений альпийского цикла на Северном Кавказе и вступление этой области в предорогенную стадию (стадию зрелости, по М. В. Муратову). В отличие от герцинского цикла альпийская предорогенная стадия оказалась весьма растянутой; она охватывает мальм, мел и значительную часть палеогена (палеоцен и эоцен). Смена трансгрессий и регрессий, оживление и затухание тектонических движений и магматической деятельности позволяют выделить в этой стадии несколько подстадий, отвечающих соответственно мальму, раннему мелу, позднему мелу и палеоцен-эоцену.

В Терско-Дагестанском бассейне в первой половине мальма господствует известняково-доломитовая формация. В кимеридже - титоне, как и на западе, наступает частичная изоляция и осолонение бассейна, доходящее также до отложения солей в его центральной части, где они недавно вскрыты к северу от г. Прохладного. В южном направлении соли замещаются гипсами, давно известными в полосе выходов мальма в Балкарии и Северном Дагестане.

Опираясь на гранулометрический состав осадков и присутствующие в отложениях остатки органики изучаемой местности, мы можем сделать выводы о господствующей обстановке осадконакопления, которая была на тот момент. Также, проанализировав последовательность осадконакопления и виды несогласий, можно сделать выводы о тектонической активности данного района.

Для начала обратим внимание на более древние отложения и постараемся установить условия осадконакопления. Отложения юрской системы на изучаемой территории представлены достаточно широко. Юрская система у своего основания сложена терригенными осадками, а именно, песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Такая последовательность говорит о погружении территории, то есть происходил процесс трансгрессии моря. Как мы видим, более грубообломочный материал (песчаный) сменяется мелкообломочным, глинистым, что говорит о существенной глубине осадконакопления.

Переходя к следующей толще пород нужно отметить, что вышеописанные юрские породы несогласно контактируют с перекрывающими их отложениями. Несогласие могло возникнуть в результате денудации и удаления накопленных осадков. Вероятно, что по завершении накопления аргиллитов цудахарской свиты в осадконакоплении наступил некоторый перерыв.

За регрессией моря последовало опять опускание суши, о чём свидетельствует многочисленный грубообломочный гравелитовый и песчанистый материал. Для начала обратим внимание на то, что в начале данного осадочного цикла на данной территории распространены окатанные обломки размерностью чуть менее 1 см. Опять-таки делаем вывод о том, что данные отложения накапливались в прибрежно-морских условиях, где обломки пород перемывались и окатывались. Трансгрессия продолжалась далее, и в связи с этим менялся и тип осадков. На данной территории установился тип осадконакопления, больше напоминающий рифтовый. Эти образования сложены известняками и доломитами, то есть карбонатами, имеющими, наверняка, двоякое происхождение. Эта формация карбонатов в апикальной части сменяются кремнями, которые, как правило, относятся к фоновым, медленно накапливающимся осадкам.

Карбонатные отложения продолжали накапливаться на протяжении поздней юрской эпохи. Известняки и доломиты отлагались вместе с гипсами, алевролитами, ангидритами брекчиями и ракушечниками в указанном порядке. В этой последовательности наблюдается тенденция к укрупнению осадков от более глубинных к прибрежно-морским. В кровельной части ракушечники снова сменяются известняками (местами с несогласием) меловой системы, которая, по-видимому, началась с трансгрессии, с наступления моря на сушу.

Берриасский и валанжинский ярусы представлены разнообразными с точки зрения гранулометрии осадками. Нижняя часть этой толщи сложена известняками, брекчиями, глинами, конгломератами, алевролитами и гипсами. В верхней части породы представлены пелитоморфными известняками. По-видимому, такое изменение зернистости осадка отражает один цикл колебания уровня моря. В начале этого цикла происходила регрессия моря и укрупнение размерности зёрен, а затем снова опускание территории и осаждение глубоководных осадков.

Отложения готеривского яруса представлены органогенно-обломочными известняками, которые встречаются у основания и в середине толщи, а также песчаниками и алевролитами. Если обратить внимание на то, что известняки встречаются дважды мы можем сделать вывод о том, что за время накопления толщи в пределах данной территории произошло поднятие и опускание уровня моря.

Несогласное залегание левашинской свиты с подстилающей толщей даёт нам понять, что танная территория подверглась поднятию и денудации. Далее последовало опускание территории и накопления известняков и песчаников. После этого опускание территории продолжалось, о чём свидетельствуют более мелкообломочные и пылеватые частицы, слагающие гундаринскую свиту.

Если обратить внимание на уже описанные толщи, то можно заметить. Что практически в каждой из них встречаются карбонатные либо сульфатные отложения. Для описываемой области такая закономерность не является случайной. На Кавказе известны гидротермальные источники извести, которые определяют образование карбонатных пород - это травертины, или известковые туфы горячих источников Кавказа, приуроченные обычно к складчатым зонам. Таким образом, карбонаты описываемой территории имеют как осадочное органогенное, так и абиогенное происхождение.

Далее обратимся к отложениям альбского яруса. Хаджалмахинская свита, входящая в состав данного яруса, у основания сложена аргиллитами. Также необходимо отметить, что взаимоотношение с подстилающей толщей частями несогласное. Это опять же указывает на то, что некоторые участки были подвержены денудации. Глубоководные условия были благоприятны для накопления пылеватых частиц. Глубинные условия сменились на прибрежно-морские, лагунные, где начали формироваться вначале мергели, а затем непосредственно известняки.

Накопление мергелей, а затем и карбонатов продолжилось в сеноманском, туронском и в коньякском ярусе. Эти три яруса сложены аймакинской и дженгутайской свитами. Возможно, в образовании этих отложений принимали участие размываемые, образованные ранее породы. На это указывает сходство состава.

Отложения сантонского, кампанского и маастрихтского ярусов в подавляющем большинстве сложены известняками. Из этого можно сделать вывод, что в конце меловой системы устанавливаются сравнительно спокойная обстановка осадконакопления с незначительным колебанием уровня моря. Накоплению и отложению карбонатов способствовали лагунные условия, теплый климат и относительно спокойная тектоническая активность.

Отложения чабанской и охлинской свит являются неким переходом от мела к палеогену. Эти две толщи пород объединены в одну и отнесены к переходным. По завершении датского яруса на территории устанавливаются континентальные условия, что привело к стратиграфически несогласному залеганию. Активизация тектонической деятельности привело к складкообразованию. Это прослеживается в южной части изучаемой территории, так как она сложена более древними юрскими и меловыми породами. Эту часть мы условились называть нижним блоком. Или нижним структурным этажом. Тектоническая активность привела не только к возникновению складок, но и образованию разломов.

Наиболее чёткая граница, отделяющая мел от палеогена на данной территории проходит по подошве так называемой фораминиферовой серии, выходы которой на разрезе не обозначены. Данная серия имеет выход северо-западнее изучаемой территории. Основная её масса была погружена во время тектонических движений. Южный структурный этаж, представленный более древними породами, по отношению к поверхности сместителя является висячим. Поэтому при движении этого блока в северном направлении некоторые отложения палеогена были погребены.

Олигоцен на данной территории преимущественно представлен глинистыми осадками, что указывает на глубинные условия осадконакопления. Глинами сложена основная часть майкопской серии, которая имеет значительную мощность на данной территории. Можно также отметить, что в пределах серии наблюдается согласное залегание слоёв. Также помимо глин в отложениях присутствуют алевролиты, карбонаты и песчаники. Наличие в породе разнозернистого осадка с преобладанием какого-то одного из них, возможно, говорит о размыве и приносе более древних отложений.

Миоцен на изучаемой территории в основном представлен глинистыми породами. Самое необходимое условие для генезиса глинистых минералов - обводнённость, хотя бы в виде поровой или пленочной влаги. Без воды невозможно глинообразование. Поэтому в принципе глинообразование запрещено в экстрааридных и ледовых условиях.

Второе условие, хотя и менее жёсткое, но также почти обязательное - довольно высокая температура, по крайней мере положительная, но лучше - в десятки градусов.

Третье, ещё менее универсальное условие - плоский рельеф, значение которого обычно переоценивается. Для глинообразования важно удаление ненужных для формиравания глинистых минералов продуктов выветривания, а это обеспечивается не низменно-равнинным, а довольно высоким - средне- или низкогорным и плоскогорным - рельефом, при котором амплитуда просачивания и промывного гидролиза значительна.

Проявляющийся чрез рельеф тектонический режим должен быть умеренной активности или пассивным, а скорость седиментации очень малыми. Оптимальны перерывы.

В глинах нижнего миоцена, представленного зурамакентской свитой, имеются прослои песчаников и глинистых сидеритов. Наличие этих прослоев может свидетельствовать об кратковременном изменении условий осадконакопления, приведших к укрупнению осадков и повышению концентрации карбонатов в водах данного палеобассейна осадконакопления.