книги из ГПНТБ / Будагов Б.А. Геоморфология и новейшая тектоника Юго-Восточного Кавказа

ской и Судурской (рис. 16). Поверхность смещения этого круп­ ного и пологого надвига южнее с. Лезе падает на юг под углом 20—25° (В. Е. Хайн, Ф. С. Ахмедбейли, 1957). Вдоль этого надвига протягиваются денудационно-тектонические уступы, с относительной высотою до 300—500 м. Южнее Казмакрызского надвига Шахдагская зона резко приподнята, а Судурская, наоборот, значительно опущена. В зоне сочленения

Плато

Ри . 16. Казмакрызский надвиг (гео­ логическая схема, снятая с фотосним­ ка Б. А. Будагова):

1—Cr, Ne—отложения неокома; 2—13Т отложения титона, 3—обвальные от­ ложения.

Кусарско-Дивичинского передового прогиба со складчатой зоной Тенгинско-Бешбармакского антиклинория протягиваетсиазанский разрыв, который относится к категории глубин­ ных. Этот разрыв выражен (местами) в виде грандиозной флексуры. Его максимальная амплитуда по кровле мезозой­ ских отложений достигает 7—8 км (А. В. Вихерт, 1962). На юго-востоке, т. е. между меридианом с. Мешриф и Нардаранским оврагом проходит Карабулакский разрыв. Вдоль Тен­ гинско-Бешбармакского антиклинория (Тенгинская мегантиклиналь по А. В. Вихерту, 1962) протягивается Клитдагский разрыв, который хорошо прослеживается в рельефе в районе с. Афурджа, где к нему приурочена долина правого притока р. Вельвеличай. Юго-западнее Казмакрызско-Сиазанской зоны надвигов новейшие тектонические движения проявлялись интенсивнее, чем к северо-востоку от нее. Сиазанский и Гермианский разрывы возникли вдоль границ прогибов и харак­ теризуют зоны максимальных градиентов изменения мощно­ стей.

К северо-востоку от Казмакрызско-Сиазанской зоны раз­ ломов имеется ряд разрывов, один из которых проходит вдоль осевой линии Кайнарджинской антиклинали и имеет крутое северное падение. К этому разрыву приурочен грязевой вул­ кан — Кайнарджа. Будугский разлом, расположенный в пре­

100

делах Шахдагской зоны, является хорошо обнаженным конседиментационным сбросом — флексурой (В. Е. Хайн, 1965, стр. 170). По этой линии мощные вернхемеловые и палеоге­ новые отложения прислонены к известнякам малыма и неокома. Будугский разрыв развивался длительный период одно­ временно с осадконакоплением. По мнению В. Е. Хайна (там же), Будугский разрыв является региональным, но, вероятно, он связан с глубинными разломами. В области периклинального погружения юго-восточного Кавказа, т. е. на территории Кобыстана и Апшерона, вдоль ряда поднятий протягиваются взбросы и сбросы. Между Кобыстанской области и Курин-* ской депрессией, т. е. вдоль юго-западного крыла Лянгябиз- ско-Алятского антиклинория протягивается Алятская зона разрывов. Разрывы образовались в разные периоды и по активности отличались друг от друга. Начало образования надвигов приурочено к концу миоцена и началу плиоцена (предпонтические и предакчагыльские), т. е. к тому периоду, который был завершающим (миоплиоценовым) этапом склад­ чатости (северный Кобыстан, Шемахинский и Исмаиллинский районы и т. д.).

Казмакрызский надвиг В. Е. Хайн (1950) относит к послепонтическому образованию, так как понтические слои под­ вернуты у контакта с надвинутым титоном (стр. 208). К послеапшеронскому и предбакинскому возрасту относятся Сиазанский и Алятский надвиги. Сиазанский надвиг начал формироваться в мезозое, подвижки вдоль него имели место

ипосле апшерона, так как апшерон входит в согласно пласту­ ющуюся серию осадков его северного крыла» (там же).

Алятский разрыв у Алятской гряды срезает акчагыльские

иапшеронские отложения. Разрывы между Алазань-Агричай- ским прогибом и Вандамским поднятием начали проявлять себя с начала верхнего мела по олигоцен (В. Е. Хайн, А. Н. Шарданов, 1952).

Гермианский надвиг начал формироваться после верхнего’ сенона. Образование этих крупных разрывов и время интен­ сивных перемещений по ним совпадает с периодом активного развития складкообразования в конце миоцена, плиоцена и антропогене. Образование и активизация разрывов происхо­ дили от центра к периферии, т. е. в направлении ослабления (или почти прекращения) развития складкообразования. В этом же направлении наблюдается и их омоложение. Образо­ вание надвигов продолжалось и в антропогене, так как ме­ стами (район гор Боздаг, Коун у северной части Фатмаинской антиклинали) четвертичные отложения затронуты смещения­ ми, имеющими надвиговый характер — ряд сбросов и взбро­ сов осложняют также куполовидные складки. Начало прояв­ ления грязевых вулканов связано с появлением первых тек­ тонических разрывов.

101

Современные гравитационно-тектонические трещины, кото­ рые пересекают водораздельные пространства южных отрогов Главного Кавказского хребта вдоль и вкрест простирания литолого-тектонических элементов, говорят о живучести раз­ рывов и надвигов в настоящее время.

Кроме продольных имеются и поперечные разломы, кото­ рые в развитии структуры также играли существенную роль.

Западно-Каспийский разлом пересекает Юго-Восточный Кавказ и Среднекаспийскую впадину, с линией этого разлома совпадает западная граница наиболее глубокой части Кусар- ■ско-Дивичинского синклинория Шемахинско-Кобыстанского прогиба и замыкание ядра мегантиклинория Большого Кав­ каза, которое сложено нижне- и среднеюрскими отложениями (В. К. Хайн, 1965). К востоку от этого разлома образуются мегатеррасы (ступени), по терминологии В. Е. Хайна (1965).

Мощности и фации коррелятивных отложений. Новейшие тектонические движения, являющиеся одним из главных фак­ торов формирования рельефа, характеризуются заметным ко­ лебанием своей интенсивности во времени и пространстве. Одним из приемлемых методов выявления степени интенсив­ ности новейших тектонических движений в пределах депрессионных зон является изучение изменения мощностей осадков.

Ниже дается краткий анализ новейших тектонических дви­ жений по отдельным неотектоническим этапам, разделенным на нижнесреднеплиоценовый, верхнеплиоцен-нижнечетвертич- ный и средневерхнечетвертичный.

Ннжнесреднеплиоценовый этап охватывает меотис, понт и век продуктивной толщи.

В меотическом веке море охватило небольшую территорию восточной части исследуемой территории. Глубина моря вдоль прибрежных частей достигала 50 м, а восточнее — 200 м. В условиях такого относительно небольшого прогибания нако­ пились глинистые сланцы, доломиты, мергели, пески и пес­ чаники, с максимальной мощностью до 2500. В Западной части Куринской депрессии в пределах погруженных участков благодаря активизации тектонических движений к югу от южного склона Большого Кавказа накопились конгломераты, пески, песчаники и т. д. Максимальная мощность последних достигает 2000 м (В. Е. Хайн, Н. А. Шарданов, 1952). Область максимального прогибания располагаясь в пределах запад­ ного Азербайджана. Амплитуда прогибания в ШамехинскоКобыстанском заливе составила 500 м. На Апшеронском по­ луострове максимальное прогибание редко где превысило

100 м.

По сравнению с меотическим веком в понтическом веке усиливаются погружения морского дна и увеличиваются мощ­ ности отложений в пределах отдельных территорий. Так, на­ пример, в пределах Апшеронского полуострова и Кобыстана

.102

максимальная мощность понтических морских отложений на значительной территории достигает 500 м. Но в пределах Ку- сарско-Дивичинского гемисинклинория мощность понтических отложений достигает 2000 м, против 250 м в меотическом веке. Как видно, интенсивность прогибания в пределах по­ следнего в понтическом веке в восемь раз превышает вели­ чину прогибания в меотическом веке. В Западном Азербай­ джане продолжали накапливаться мощные отложения, со­ стоящие из конгломератов, галечников, песков и т. д. Макси­ мальная мощность отложений красноколодской литофации достигает 200 м.

В начале века продуктивной толщи поднятие охватило горные сооружения Азербайджана. Заметная активизация новейших тектонических движений способствовала вовлече­ нию в поднятие и западной части Куринской впадины, где осадконакопление прекратилось.

Активизация поднятий привела к усилению денудацион­ ных процессов. Продукты последних в виде грубообломочных отложений заполняли ряд заливов Каспийского моря. К ним относятся Западно-Сумгаитский залив (в районе с. Пирекешкюль), Джейранкечмазский залив с вершиной у г. Донгуздыг

изалив в нижнем течении р. Куры. Состав отложений про­ дуктивной толщи показывает, что происходит интенсивный размыв ранее накопившихся отложений (нижний плиоцен, миоцен, мезозой). Географическое распространение отложе­ ний века продуктивной толщи говорит о том, что в это время в отдельных прогибах наблюдались интенсивные погружения

имощные накопления грубообломочных отложений. Макси­

мальная мощность отложений этого века в районе устья р. Куры достигала более 3000 м, к северо-востоку от Дивичичай до 3000 м, на северном побережье Апшеронского полу­ острова до 2000 м и т. д. По сравнению с предыдущими века­ ми нижнего плиоцена, в среднем плиоцене контрастность новейших тектонических движений достигала своей кульми­ национной точки.

Верхнеплиоцен-нижнечетвертичный этап охватывает акчагыл, апшерон и бакинский век. Этот неотектонический этап характеризуется активизацией новейших тектонических дви­ жений и значительным расширением общей площади суши по сравнению с предыдущими. В акчагыльском веке контраст­ ность новейших тектонических движений продолжает увели­ чиваться. В отложениях этого века возрастает общее коли­ чество грубообломочных пород и мощные континентальные фации занимают значительную площадь. В пределах Апше­ ронского полуострова и Кобыстана мощность отложений экчагыльского века в среднем достигает 250 м, в районе При­ каспийской низменности от 500 до 1000 м, а в предгорьях Большого Кавказа от 1000 до 1300 м (К- А. Ализаде, 1954).

103

Как видно из вышеизложенного, в пределах Кусарско-Диви- чинского прогиба и Аджиноурских предгорий происходило значительное погружение и мощное осадконакопление. Нали­ чие здесь в разрезе акчагыла мощных континентальных отло­ жений с крупными пачками конгломератов (иногда до 160 м) говорит об активных поднятиях Дибрар-Тинов-росской зоны. Нарастание активизации воздымания этой зоны в течение акчагыльского века весьма отчетливо зафиксировано в разрезе отложений, накопившихся в процессе ее разрушения. В пер­ вом (нижнем) этапе происходит накопление глинисто-песча­ ных пород с преобладанием глин, во втором (среднем)—глин, песков, песчаников и известняков. В третьем (последнем) этапе получают развитие пески, конгломераты и песчанистые глины (К. А. Ализаде, 1954).

Контраст новейших тектонических движений в апшеронском веке становится еще более разительным. Параллельно интенсивному поднятию гор происходит активное погружение

впределах предгорных прогибов и депрессий. Анализ релье­ фа, в том числе и поверхностей выравнивания показывает, что

впределах суши поднятие было максимальным, достигнув даже в полосе предгорий (Кусарская наклонная равнина) 1200—1300 м.

Одновременно с поднятием происходило погружение, о чем свидетельствует мощность апшеронских отложений. По­ следние в пределах Кусарско-Дивичинского синклинория до­

противоположных знаков движений способствовала резкому расчленению суши. Новейшие тектонические движения при­ влекали к активному поднятию часть апшеронских отложений (как морских, так и континентальных). Морские апшеронские отложения в пределах северо-восточного Азербайджана при­ подняты до абсолютной высоты 600 м (селами Телеби, Джа­ гар), Апшеронского полуострова — 200 (г. Боздаг), Кобыста-

650м (г. Коджириси, к северо-западу от г. Кейриюк-Кейлан)

ит. д. Но в пределах Кусарской наклонной равнины конти­ нентальные апшеронские отложения приподняты на абсолют­ ной высоте от 1500 (г. Келаку) до 1900л (г. Б. Сувал). Таким образом, максимальная амплитуда новейших тектонических

движений за апшеронский век в пределах Восточного Закав­

104

казья достигает 3600 м. Такой резкий контраст, т. е. максималь. ное опускание (до 2100 м) и поднятие (до 1500 м) привело к интенсивному расчленению суши и удалению с них крупных валунов, объемом не менее 10—15 мг. В апшеронском веке было 5 циклов осадконакопления, один из которых происхо­ дил в нижнем, а два в среднем и верхнем апшероне. Причем, в апшеронском веке наблюдается 5 этапов поднятия и 4 эта­ па опускания дна данного бассейна (К. М. Султанов, 1963).

В бакинском веке новейшие тектонические движения в пределах областей интенсивного погружения происходили не­ равномерно. В районе Кусарско-Дивичинской депрессии мак­ симальное погружение доходило до 150 м. Причем, зоны максимальных прогибаний наблюдались к северу, северо-во­ стоку, югу и юго-востоку от Худатско-Хачмасской полосы погребенных структур. В пределах первых максимальное по­ гребение достигало 250 м, а в пределах Худатско-Хачмасской полосы оно составило 150 м.

По сравнению с восточной полосой Кусарско-Дивичинского синклинория, в пределах юго-восточной части Апшеронского полуострова в бакинское время прогибание оказалось более интенсивным и достигало в отдельных случаях 320 м (у банки Макарова). Но в районе северо-восточной части Куринской депрессии (у сел. Сараджаляр и Дайкенд) бакинские отложе­ ния погружены от 750 до 950—967 м. Эти цифры являются максимальными в пределах всего Восточного Кавказа.

Тюркянский горизонт в районе Прикуринской низменности (Дуровдаг, Карабаглы) дислоцирован под углом до 14—15°. Мощность его достигает 70—80 м. Отложения бакинского яруса в западной части Апшеронского полуострова припод­ няты на 200—277 м, а в Кобыстане — до 380—390 м (Н. В. Па-

шалы, 1964).

В пределах Говсанской и Гюргянской мульды угловое не­ согласие между отложениями бакинского и апшеронского ярусов составляет от 1—2 до 4°. По данным И. И. Потапова (1954), у сел Бузовна, Мардакян бакинские отложения пере­ сечены ступенчатым сбросом.

Бакинские отложения в пределах Кобыстана приподняты на разные абсолютные высоты. Так, например, на горах Кырдаг, Джума они находятся на абсолютной высоте 120 м, на г. Календертепе на абсолютной высоте 320—350 м. Бакинские отложения залегают то на снивеллированной поверхности апшеронских и акчагыльских образований (Бурансызджульгинская антиклиналь), то на размытых (г. Острая) или сильно дислоцированных (Шихкая) породах продуктивной толщи, а иногда на контакте последней с акчагылом (г. Джума) или апшероном (Алятская гряда, Н. В. Пашалы, 1964, стр. 13).

На юго-западном крыле Малохараминской складки угло­ вое несогласие бакинских отложений с апшеронскими колеб­

105

лется от 7—8 до 25°. У г. Мишовдаг угловое несогласие их равно 10°. Бакинские отложения в пределах Куринской де­ прессии погружены от 750 м (с. Сараджаляр) до 950—968 м (с. Дайкенд) (Н. В. Пашалы, 1962).

Оживления новейших тектонических поднятий в бакинском веке вызвали новую вспышку извержения вулканов на Малом Кавказе и в Центральной части Большого Кавказа. Об этом свидетельствует наличие в бакинских отложениях двух-трех прослоев вулканического пепла мощностью от 5 до 20 см.

Максимально приподнятые отложения нижнехазарской (гюргяны) свиты в районе г. Шабандаг (Апшеронский полу­ остров) располагаются на абсолютной высоте 302 м.

Внрисводовых частях антиклиналей Апшеронского полу­ острова (особенно его западной части) гюргянские отложе­ ния представлены прибрежной фацией (ракушняково-песча- ные образования с включением гравия и галек), а в синкли­ налях и пониженных участках (в основном его восточной части) — прибрежной и относительно глубоководной фацией (глины и пески).

Всредневерхнечетвертичном этапе резкая контрастность в характере поднятий и прогибаний предшествующего верхне- плиоцен-нижнечетвертичного этапа в значительной степени сглаживается. Рельеф принимает облик, близкий к современ­ ному.

отложения верхнего хазара залегают непосредственно на отложениях продуктивной толщи и на г. Шабандаг наклонены под углом 5—10°, а у ст. Хырдалан — 33° (Н. В. Пашалы, 1964). Они дислоцированы также и в других районах Апше­ ронского полуострова (к северо-востоку от Кишлы, в районах Карачухур, Кала и т. д.), в Кобыстане хазарские отложения в большинстве случаев не дислоцированы. Наличие грубообломочных пород в западной части Апшеронского полуострова говорит об усилении новейших тектонических движений в этом районе. В западной части Кобыстана они тоже представлены грубообломочными и песчаными отложениями.

Движениями верхнехазарского времени они приподняты на 70—80 м абсолютной высоты. Такая приподнятость хазар­ ских террас вызвала оживленную эрозию.

По сравнению с бакинским веком в нижнехазарское время активизация погружения депрессионных зон заметно отстает. Но области погружения в значительной степени сохраняют свою активность. В пределах Восточной части Кусарско-Ди- вичинского синклинория погружаются те же самые узкие по­ лосы, которые в большинстве своем были расположены к север-северо-востоку и к юг-юго-востоку. Здесь максимальная мощность гюргянских отложений достигает величин от 50 до

100м.

Вюго-восточной части Апшеронского полуострова на бан­

106

ке Макарова максимальная их мощность доходила до 490 м. Аналогичная мощность гюргянских отложений имеется и в пределах Куринской депрессии, в районе Падар и т. д. Но в основной части Апшеронского полуострова максимальная мощность их доходит до 200—220 м. Таким образом, области погружения являются унаследованными от бакинского века, хотя в пределах Кусарско-Дивичинского синклинория погру­ жение заметно ослабевает, а на территории Куринской де­ прессии и банки Макарова, наоборот, усиливается.

В верхнехазарское время тенденция прогибания заметно ослабевает. В области Кусарско-Дивичинского синклинория общая площадь прогибания заметно сокращается, а ампли­ туда прогибания не превышает 36 м. В районе банки Мака­ рова прогибание также отстает по сравнению с гюргянским отрезком времени. Мощность верхнехазарских отложений здесь составляет уже 160 м, а в районе Куринской депрессии (у с. Падар) достигает 170 м.

Хвалынские отложения в пределах Юго-Восточного Кав­ каза приподняты до 45—50 м абсолютной высоты, но прогиба­ ние в это время в пределах Кусарско-Дивичинского синклино­ рия фактически прекращается. Мощность морских отложений этого времени достигает здесь всего лишь 10 м. В районе бан­ ки Макароьа мощность хвалынских отложений остается все еще значительно (150 м).

Таким образом, амплитуда новейших тектонических дви­ жений, происходивших н"а Юго-Восточном Кавказе, за хвалынское время не превышает 200 м. Контраст новейших тектонических движений за новокаспийское время заметно уменьшается.

За неотектонический этап осевые линии отдельных проги­ бов мигрировали. В пределах Аджиноурских предгорий, начи­ ная с меотис-понта (ширакская толща), оси прогибов после­ довательно перемещались в южном направлении, т. е. в сторону Куринской впадины. В пределах Кусарско-Дивичин­ ского синклинория осевая линия прогибов в среднем плиоцене сместилась на северо-восток, в акчагыльском веке на юговосток (т. е. ближе к поднятию Большого Кавказа), а в апшеронском веке максимально прогибалась средняя часть предгорий Северо-Восточного Азербайджана (В. С. Ахмедбейли, 1964). В Кобыстане миграция осей прогибов была ■.направлена к югу от поднятия Большого Кавказа.

jB. Геоморфологические выражения

Деформация морских террас. Изучение деформации мор­ ских террас исследуемого района имеет исключительно важ­ ное значение для выявления характера новейших тектониче­ ских движений. О дислоцированное™ морских террас глав­

107

ным образом в районе Кызылубуруна, Сумгаита и Апшеронского полуострова имеются указания С. А. Ковалевского, а позже П. В. Федорова (1952), В. Е. Хайна и В. А. Гроссгейма

берга, Б. А. Будагова (1959, 1961).

Выше мы говорили, что бакинская терраса, сохранившая­ ся на поверхности г. Кырмаусту, имеет абсолютную высоту 385,8 м и отчетливо выраженный наклон на восток. Вероятно, ее столь высокое гипсометрическое положение и деформированность обязаны деятельности новейших тектонических дви­ жений. На такой же абсолютной высоте (до 400 м) морские террасы развиты на крыльях и юго-восточной периклинали Гядинской и Кемчинской антиклинальных структур, что свя­ зано с поднятием.

В бассейне р. Гядысу на разных структурах развиты верх­ небакинские террасы. В сводовых частях • антиклинальных структур морские террасы характеризуются абсолютной вы­ сотой 213, 214 и 215 м. На северном крыле синклинали, сре­ занной и выровненной морем сохранилась 208-м, а вдоль ее осевой линии выработана морская терраса с абсолютной вы­ сотой 201,9 м. Эти конкретные данные для участков, располо­ женных относительно недалеко друг от друга (расстояние между пунктами определения высот морских террас в данном случае составляет 2,5 км), прямо свидетельствуют о диффе­ ренцированном характере новейших тектонических движений.

По данным П. В. Федорова (1952), бакинские и хвалынские террасы в районе Кызылбуруна приподняты на 15—30 м относительно своего обычного уровня. Нижнехазарские тер­ расы, которые у с. Дивичи имеют абсолютную высоту около 160 м (188 м над уровнем Каспия), в районе Кызылбуруна приподняты до 187 м (215 м над Каспием). Бакинские терра­ сы повышаются к западу и переходят в плато, поднимаясь на 60 м. Нижнехвалынские террасы, расположенные в районе с. Дивичн на абсолютной высоте 44 и 19 м (72 и 47 ж над Кас­ пием), у Кызылбуруна приподняты до 57 и 62—63 м абсолют­ ной высоты (85 и 90—91 м над Каспием).

Дислоцированность морских террас установлена в долине р. Гильгильчай у с. Эйнибудаг и восточнее. На обоих берегах этой реки имеются морские террасы бакинского и хазарского возраста, имеющие высоты относительно уреза воды от 10 до 25—30 м. Эти различия в высотах обусловлены расположе­ нием террас на разных участках Кайнарджинской антикли­ нали и ее ростом в послехазарское время. Нижнехвалынские террасы (55—60 м абсолютной высоты) на правом берегу р. Гильгильчай в южном направлении сильно дислоцированы. Деформация, по-видимому, произошла уже после хазарской*

108

времени (Н. В. Думитрашко, Д. А. Лилиенберг, Д. А. Буда­ гов, 1961).

Дислоцированность морских террас в районе Кызылбуруна П. В. Федоров объясняет как результат локальных движе­ ний, носящих главным образом складчатый характер. Вместе с тем надо отметить, что приподнятость террас может быть объяснена и накоплением на их поверхности отложений кону­ сов выносов. Такое явление мы наблюдали на правом берегу р. Дивичичай, к юго-западу от сел. Дивичи, и в низовьях (предгорье) р. Гильгильчай.

Однако наряду с повышением поверхности террас в низо­ вьях рек Дивичичай и Гильгильчай, связанным с накопле­ нием осадков в древних конусах выноса, в Кызылбуруне наблюдается приподнятость террас тектонического происхож­ дения, поскольку в строении отдельных морских террас отсут­ ствуют отложения конуса выноса.

Дислоцированность морских террас отмечается В. Е. Хаиным и В. А. Гроссгеймом (1953). По их данным, 50—100-л* хазарские террасы, расположенные на побережье р. Сумгаит, к юго-востоку испытывают подъем до 150 м, а отдельные уча­ стки их на западном Апшероне достигают высоты 200 м.

По мнению В. Е. Хайна и В. А. Гроссгейма, дислоцирован­ ность террас «в общем согласуется с тектоникой третичных слоев». «В деталях же наклон террас, особенно более древних, соответствует складчатым деформациям неогеновых слоев» (1953). Морская терраса, на которой расположен Чандагарский маяк, у бровки имеет абсолютную высоту 6,5 м (12,5 м над уровнем Каспия), к северу от ст. Насосной бровка той же самой террасы находится на абсолютной высоте + 1,0 м. По Б. Г. Векилову, фауна этих двух террас одинакова, но разница их отметок составляет 7,5 м. Невольно возникает предположе­ ние о тектоническом характере изменения высоты этой тер­ расы.

Морские террасы заметно дислоцированы и в пределах Апшеронского полуострова, о чем свидетельствуют указания ряда исследователей, в том числе и П. В. Федорова (1952, 1957) и Н. Ш. Ширинова (1960).

Поверхность 260—300-метровой (288—328 м) террасы нижнехазарского возраста на г. Канлытепе деформирована до 10—1-2°. В западном крыле Гекмалинской синклинали тер­ раса имеет 270 м абсолютной высоты. Но в сводовой части Шабандагской антиклинали она поднимается до высоты 309 м (Д. А. Лилиенберг, 1962; Н. Ш. Ширинов, 1960). В пре­ делах той же антиклинали конгломераты имеют наклон в 6° (к востоку). Береговая линия названной террасы находится на 310 м (338) абсолютной высоты. Следовательно, в районе синклинали она понижается на 39 м. 260—270-л< (над уровнем океана) терраса, развитая на склонах Гырдагской возвышен­

109