книги из ГПНТБ / Будагов Б.А. Геоморфология и новейшая тектоника Юго-Восточного Кавказа
.pdfности в мульде у киш. Татар, повышается в северном направ лении до 290—300 м (т. е. на 30 м). Но эта же терраса на восточном склоне Кафтарапдагского плато снижается до
190—200 м (т. |
е. |
на 100 м). На южной оконечности гряды, |
расположенной |
у |
киш. Татар, ог береговой линии (235— |
240 м абсолютной |
высоты) терраса понижается на 55—60 м |
(т. е. до 190—200 м абсолютной высоты) (Д. А. Лилиенберг, 1962).
220—230-м (248—258 м) терраса на г. Канлытепе покрыта нижнечетвертичными отложениями мощностью до 2 ж и на клонена на юго-восток под углом 26°, а иногда и более (до
40—45°).
По нашим данным, дислоцирована 160-л* (188 м) морская (верхнебакинская) терраса, которая расположена в северной части Гюлыоахтского синклинального плато. Конгломераты, сложенные галькой и битой ракушей, лежат на светло-жел тых глинах. Вторые имеют наклон до 35°, а первые— 10°.
40—45-л* (68—73 м) терраса (нижнехвалынская) на во сточном склоне Фатмаинской гряды поТружена до 35 м (т. е. на 5—10 м). Нсвокасшихкая терраса, имеющая абсолютную высоту 20—22 м (6—8 м ), у Апшеронского маяка приподнята до 9 м, а на о. Артема — до 12 м, что свидетельствует о при поднятости данной террасы на 2—4 м выше обычного уровня
(Н. Ш. Ширинов, 1965).
Как видно из вышеизложенного, морские террасы заметно деформированы между долинами рек Шабранчай и Атачай, Кишчай—Ситалчай, в пределах Апшеронского полуострова и в районе центрального Кобыстана (Татарская мульда). Раз
личия |
в |
гипсометрических |
уровнях |
террас |
в районе |
|
долины |
р. |
Гильгильчай достигают 25 л* |
(у с. |
Алиханлы), |
||
на Апшеронском |
полуострове |
(Шабандаг) |
— 39 м, а |
|||
в Кобыстане — 60 лг |
(Татарская |
мульда). Такой контраст ха |
рактеризует в основном более древние — бакинские и особен но нижнехазарские террасы. Степень деформированности хвалынских морских террас может быть показана путем срав нения их абсолютных высот в районе с. Алиханлы (50 м) и на Фатмаинском поднятии (до 35 м). Новокаспийские террасы редко где (у Апшеронского маяка, на о. Артема) приподняты до 4 м. Следовательно, деформированность морских террас заметно увеличивается от более молодых и к более древним. Деформация морских террас связана с ростом осевых частей антиклинальных структур (в приподнятых участках) с одной стороны и опусканием синклиналей (в пониженных участках) структур, с другой стороны. Протяженность деформированных участков между долинами рек Шабранчай — Атачай значи тельно превышает таковую в пределах Апшеронского полу острова, что обусловлено наличием протяженных структур в
ПО
первом случае и небольших антиклинальных поднятий — во втором.
Вследствие интенсивной деятельности абразионных про цессов, на участках антиклинальных складок, простирание которых составляет с береговой линией прямой или острый углы, морские террасы отсутствуют полностью или же вкли ниваются. Это явление исследовано Н. Ш. Шириновым (1960) в районе Апшеронского полуострова.
Анализируя новейшие тектонические движения в пределах акватория Каспийского моря, П. В. Федоров (1952, 1957) пришел к выводу, что наиболее приподнятые участки морских террас развиты в районе северо-восточного склона Юго-Во сточного Кавказа и Апшеронского полуострова.
Одним из интересных факторов, свидетельствующих об интенсивном поднятии Юго-Восточного Кавказа и погруже нии прилегающих территорий, является высокое (380—390 м) гипсометрическое положение нижнебакинских морских террас
впервом случае и погружение на 500 м бакинских отложений
впределах краевых прогибов Каспийского моря. Таким обра зом, размах колебаний между погружавшимися и поднимав шимися участками превышает 900 м.
Верхнехазарские морские отложения в пределах отдель ных прогибов опущены на 100—200 м, а морские террасы того же возраста приподняты на 250—300 м. Наибольшая ампли туда между опусканием и поднятием достигает 500 м.
Деформированы также хвалынские и даже новокаспийские террасы.
Впределах азербайджанской части Большого Кавказа ба кинские, хазарские и хвалынские морские террасы имеют по
7 уровней, а новокаспийские — 2 уровня, следовательно, за весь четвертичный период морские террасы имеют 23 уровня, как локальных, так и постоянных. Уже это обстоятельство говорит о значительном размахе новейших тектонических дви жений, скачкообразное развитие которых создало крупные «лестницы» на морских берегах.
Для морских и речных террас отмечается уменьшение вы сотных интервалов между их уступами от более древних к более молодым террасам. Высота уступа между бакинскими и хазарскими, хазарскими и хвалынскими, хвалынскими и новокаспийскими речными террасами заметно и закономерно убывает.
По различию интервалов между уступами морских террас выделяется пять групп.
К первой группе относятся две нижние — новокаспийские террасы; высотный интервал между ними равен двум метрам. Вторая группа охватывает третью, четвертую и пятую верхнехвалынские террасы; высотный интервал между ними равен 6—10 м. К третьей группе относятся шестая и седьмая нижне-
111
хвалынские террасы, имеющие интервалы 15—20 м. Две подгруппы нижнехазарских террас, относятся к четвертой группе, за исключением тринадцатой — верхнебакинской. К первой из этих подгрупп относятся восьмая и девятая террасы, а ко вто рой — десятая, одиннадцатая и двенадцатая. Первая подгруп па имеет разницу высот уступов в 25—30 м, а вторая — 30— 35 м. Самые высокие — тринадцатая и четырнадцатая терра сы, относимые к пятой группе, имеют высотный интервал в 10—20 м. Общая закономерность нарушается только в эпоху
бакинского яруса.
К восток-юго-востоку от ст. Ялама у с. Тель имеется мор ская терраса (30 м абсолютной высоты), выраженная в релье фе в виде останца. Поверхность 30-ж (58 м) морской террасы выровнена. Ее восточный склон понижается под углом 25° до + 5 м абсолютной высоты. На ее южной и северной оконеч ностях имеется 20-ж (48 м) терраса, которая также круто падает к равнине с абсолютной высотой + 5 ж. В разрезе этой террасы имеющиеся слои галечников, песков, конгломератов и вышележащих почвенных горизонтов резко дислоцированы. О характере их дислоцированное™ мы можем судить по рез кому различию в углах наклона этих отложений на различных участках фиксируемой здесь антиклинальной складки. В да леких крыльевых частях углы измеряются величиной в 10°, в осевой полосе — до 40°, а в промежуточных участках они составляют 18—20°.
Эта деформированная терраса приурочена к высокопри поднятой осевой полосе Яламинского погребенного поднятия, установленного геофизическими данными. Судя по высотным отметкам, эта терраса имеет нижнехвалынский возраст.
Учитывая приведенные выше данные об углах наклона в равных частях террасы, Яламинское поднятие в течение послехвалынского времени, включая и современный период, испы тало резкое воздымание, амплитуда которого отражала ско рость абразии.
Другие погребенные поднятия (Ширванское, Северо-Шир- ванское, Яламинское), расположенные между реками Самур и Гюльгерычай, выражены в рельефе в виде морских террас. Интенсивное воздымание погребенных поднятий способство вало деформации этих морских террас.
Так, в пределах нижних течений названных рек фиксиру ется наличие двух хазарских террас с абсолютными высотами
100—110 (128—138 м) и 210—220 ж, (238—248 м). Разность отметок этих морских террас на участках Ширванского и Се- веро-Ширванского погребенных поднятий составляет соответ ственно 10 и 12 ж, что опять-таки свидетельствует о большей степени деформации более высокой (или ранней) террасы.
Особенности строения речных долин. Особенности совре менного строения и морфологии речных долин представляют
112
определенный интерес для выявления новейших тектонических движений.
Выделение нескольких зон развития примерно однотипных речных долин не является случайным. Они тесно связаны с общими физико-географическими условиями, историей разви тия рельефа и новейшими тектоническими движениями.
Вкаждой из этих зон строение речных долин почти пол ностью отражает общий ход неотектонических движений за неоген-четвертичный период.
Всвязи с интенсивным поднятием и однообразием литоло гического состава горных пород долины рек зоны Главного Кавказского хребта узкие, склоны крутые и высокие.
Шахнабадская часть (между реками Шахнабадчай—Вель- величай) Шахнабад-Гильгильчайской зоны приурочена к со предельной полосе северного крыла Тфанского мегантиклинория и южного крыла Шахдагского синклинория и расположена
взоне относительного погружения. Она является той основной (примерно) полосой, по которой была заложена долина па-
лео-Гильгпльчая. Естественно поэтому наличие здесь понижен ных водоразделов долин рек, заметное расширение их дна v более или менее пологих склонов. Область относительного погружения отражалась в строении речных долин этой зоны. Гильгильчайская часть Шахнабад-Гильгильчайской зоны, примерно, приурочена к Хызинскому синклинорию, сложенно му преимущественно глинистыми отложениями. Особенностя ми тектонического развития этого синклинория и литологией нетрудно объяснить расширение долины р. Гильгильчай.
Б зоне Бокового хребта, долины рек имеют форму каньо нов и ущелий, что связано с интенсивными новейшими подня тиями. Долины рек еще не успели развить боковую эрозию, и все неоген-четвертичное время глубинная эрозия преобладала над боковой.
В Кусарско-Дивичинской зоне строение речных долин под чиняется общему тектоническому поднятию, что выразилось в их сужении, лишь в пределах котловин они расширяются. Склоновые процессы развиты очень интенсивно.
Впределах Шемахинско-Кобыстанской зоны участки ин тенсивного поднятия приурочены к отдельным ясно выражен ным в рельефе антиклинальным структурам, часто череду ющимся с широкими синклиналями. Поэтому речные долины на участках интенсивных новейших тектонических поднятий носят характер ущелий, а на участках относительных опуска ний— расширены. Таким образом, в пределах этой зоны строение долин рек почти полностью отражает режим новей ших тектонических движений.
Впределах Апшеронского полуострова современная ги дрографическая сеть отсутствует. Однако и здесь чередование пониженных участков рельефа котловин, часто занятых озе
-616-8 |
113 |
|
рами, с возвышенностями отражает ход развития новейших
тектонических движений.
Самур-Богазская и Ширванская зоны являются областями относительного погружения и первая из них соответствует межгорным депрессиям и равнинам. Долины рек здесь имеют оврагообразное строение и лишь на участках растущих погре бенных поднятий глубина вреза их увеличивается до несколь ких метров по сравнению с выше или ниже расположенными участками. Такие явления имеют место на Алмалы-Гыпчаг- ском, Варданлы-Сагиянском (Алазань-Авторанская депрес сия), Худатском, Хачмасском (Самур-Дивичинская низмен ность) и других погребенных поднятиях.
Таким образом, каждая из зон развития речных долин по своему строению отражает общий ход новейших тектониче ских движений.
В зависимости от смены одной зоны другой изменяются и поперечные профили речных долин. Так, например, в зоне се верной части Главного Кавказского хребта речные долины изменяются от ущельев до широкодонной долины горных рек, в зоне Шахнабад-Гильгильчай речные долины носят ящико образный характер, в пределах зоны Бокового хребта они имеют форму каньонов и ущелий и т. д.
Анализ продольных профилей долин двадцати рек иссле дуемой территории показывает, что по общей закономерно сти образования и развития продольных переломов их можно объединить в три группы: продольные профили долин рек южного склона Главного Кавказского хребта, южного и се верного склонов Юго-Восточного Кавказа.
На северном склоне Юго-Восточного Кавказа продольные профили долин рек также подчиняются определенным зако номерностям. Продольный перелом русла р. Кусарчай был описан ранее А. Л. Рейнардом (1932). Позже мы (Б. А. Бу дагов, 1957, 1958) подробно проанализировали продольные профили рек этой территории и установили общие закономер ности их развития. Характерной особенностью продольного профиля долины р. Кусарчай является наличие одного круп ного перелома, который расположен между абсолютными вы сотами (2600—1000 м) на участке протяженностью до 13 км. Этот перелом приурочен к полосе Шахдагского хребта и Сударской тектонической зоны, сложенных мощными (до 1000 м) плотными доломитизированными известняками. Эта законо мерность определяет и продольные профили долин рек Кудиалчай и Карачай. Но здесь перепад высот в продольных профилях по своей величине и протяженности значительно уступает таковому р. Кусарчай. Например, в русле р. Кудиэл- чай перелом расположен между 1600—940 м и имеет протя женность 11 км, а в русле р. Карачай он расположен между 1500—1000 м абсолютной высоты при протяженности в 9 км
114
Заметное уменьшение протяженности участка перелома и его амплитуды в долинах Кудиалчая и Карачая обусловлено: 1) резким уменьшением абсолютной высоты Бокового хребта (от 4000 до 2000 м), соответствующего здесь Шахдагскому синклинорию; 2) заметным сокращением мощности массив ных известняков, бронировавших рельеф и 3) значительным сужением Шахдагского сикклинория и почти полным вклини ванием Судурской антиклинальной зоны.
Кроме указанного, в долинах рек Кудиалчай и Карачай
имеются |
и другие |
участки заметно |
выраженных перело |
мов. В |
продольном |
профиле долины |
р. Кудиалчай от ее |
истока до южной части Бокового хребта ярко выражено два участка переломов. Первый из них расположен между абсо лютными высотами 2600—2400 м, а второй — между 1900— 1780 м. Протяженность каждого из этих участков менее 1 км. В продольном профиле долины р. Карачай также выделяются два ярко выраженных перелома: между абсолютными высо тами 2400—2200 и 1900—1800 м. Эти переломы связаны с про резанием речных долин мелких структур второго и третьего порядка в пределах Тфанского антиклинория, в строении ко торых на участках переломов участвуют плотносцементированные песчаники юры.
В продольном профиле долины р. Вельвеличай ярковыраженные переломы почти отсутствуют, за исключением ее истока, где на расстоянии 5 км река падает от 2500 до 1600 м. Этот vnacTOK долины приурочен к северному склону Главного Кавказского хребта. Но местами имеются небольшие перело мы, которые слабовыражены в составленном нами профиле. Они приурочены к участку, где река перпендикулярно пересе кает хребет Кайтар-Коджа у Джиминских минеральных ис точников, в районе конуса выноса Атучского оползневого потока, преграждавшего русло реки, и при пересечении Тенгинского антиклинория у одноименного ущелья. Очень слабое выражение перелома продольного профиля наблюдается в долине р. Вельвеличай при пересечении Бокового хребта, так как в рельефе участок Тенгинского антиклинория составляет крайне узкую полосу.
Таким образом, основные реки северного склона Юго-Во сточного Кавказа (Кусарчай, Кудиалчай, Карачай и Вельве личай) врезываются в крупнейшие структуры: Тфанский антиклинорий, Шахдагский и Кусарско-Дивичинский синклинорий. Основной перелом в продольном профиле их наблюдается при пересечении Шахдагской, Судурской и частично Тенгинской тектонической структур, тесно прижатых друг к другу и отвечающих в рельефе крупному горному сооружению — Боковому хребту. Последний был постоянной преградой для основных рек северного склона Юго-Восточного Кавказа
115
после перестройки древних рек палео-Гильгильчая и палео- Судур—Будуга.
В отличие от долин рек Кусарчай, Кудиалчай, Карачай и Вельвеличай основная долина р. Гильгильчай не пересекает перпендикулярно северного крыла Тфанского антиклинория, а приурочена к Шахдаг-Хызинскому синклинорию, точнее под слабым углом диагонально врезается в него, отклоняясь к во- сток-северо-востоку. Она перпендикулярно пересекает ТенгиБешбармакский антиклинорий и Кайнарджинскую антикли наль. В бассейне этой реки в основном развиты глинистые отложения, легко поддающиеся размыву и разрушению, за исключением бассейнов ее правых притоков, где развиты плотные песчаники, известняки.
При таких геолого-тектонических условиях становится по нятным отсутствие заметных переломов в продольном про филе р. Гильгильчай и их наличие в продольных профилях ее правых притоков, в частности при их пересечении КайтарКоджинской антиклинальной полосы, сложенной твердыми породами. Незначительный перелом в продольном профиле долины р. Гильгильчай наблюдается на участке ее пересече ния Тенгн-Бешбармакского антиклинория.
Основные переломы в продольном профиле крупных рек северного склона Главного Кавказского хребта приурочены к северному крылу (местами) Тфанского антиклинория, Шахдагскому синклинорию, Тенги-Бешбармакскому антиклинорию, Кайтар-Коджинскому поднятию. Эти данные свиде тельствуют о том, что: 1) основные (положительные) текто нические структуры продолжают интенсивно подниматься; 2) поднятия заметно затухают с северо-запада на юго-восток, т. е. к области максимального погружения; 3) переломы ме стами (например, на Боковом хребте) связаны не только с неотектоническими поднятиями, но и с литологией горных пород, гравитационными процессами и т. д.
На южном склоне Юго-Восточного Кавказа или в Шема- хинско-Кобыстанской тектонической зоне литология горных пород и вообще геоморфологическое строение рельефа резко отличаются от таковых северного склона Юго-Восточного Кавказа и зоны южного склона Главного Кавказского хребта. Для территории Шемахинско-Кобыстанской зоны характерно брахиформенное строение поверхностных структур, которые определяют и характер рельефа. В рельефе нередко выделя ется каждая брахиантиклиналь или брахисинклиналь. Гос подствующими горными породами данной территории явля ются глинистые и известняковые отложения третичного пе риода. Современная гидрографическая сеть развита слабо ввиду небольшого количества атмосферных осадков. По этим основным причинам в продольных профилях долин рек Пирсагат и Сумгаит такие заметные переломы почти отсутствуют.
116
Но наблюдаются отдельные небольшие переломы при пересе чении вкрест простирания отдельных тектонических структур. В частности такие переломы фиксируются в истоковых частях обеих рек. В долине р. Пирсагат у резкого поворота (у с. Зарат Хейбери) в русле реки имеется перелом, который продол жается на расстояние около 1,3 км. Здесь река, пересекая положительную структуру между абсолютными высотами 1600—1500 м, образует перелом с падением на 100 м.
Ступенчатое понижение переломов от истоков рек в сто рону их нижних течений происходит благодаря наличию сво дового поднятия и дифференцированности неотектонических движений.
Ярко выраженные и учащенные переломы в продольных профилях рек характерны для осевой (интенсивно поднима ющейся) полосы сводового поднятия, а редкие и слабо замет ные— для его периферийных (интенсивно погружающихся) зон.
Современная конфигурация рек исследуемой территории также говорит о скорости и направлении развития новейших тектонических движений. Долины рек южного склона Глав ного Кавказского хребта (от истоков Алазани до р. Гирдыманчай) и северного склона Юго-Восточного Кавказа (от р. Шахнабадчай до р. Вельвеличай) в основном пересекают почти все тектонические структуры перпендикулярно. Это связано с интенсивным ростом новейших тектонических дви жений от осевой полосы морфоструктуры Главного Кавказ ского хребта к ее северным и южным перифериям, привлекая при этом за собою и остальные морфоструктуры.
Деформация речных террас. Изучение глубины врезов реч ных долин и террас дает определенную возможность судить о характере новейших тектонических движений. Количество реч ных террас (15) и значительная глубина эрозионных врезов свидетельствуют о интенсивном проявлении новейших и со временных тектонических движений. С верхнего плиоцена максимальная глубина вреза рек исследуемой территории в склоны гор составила 700 м. Анализ данных, начиная с более древнего (верхнетретичного) времени, свидетельствует о том,, что ритм новейших тектонических движений во времени уча стился, в связи с чем интервалы между террасовыми уступами постепенно сокращались. Такая же картина имела место и на северном склоне Юго-Восточного Кавказа (Б. А. Будагов, 1959). Данные по террасам свидетельствуют о том, что на южном склоне азербайджанской части Большого Кавказа глубина вреза рек в склоны гор составила в верхнем плиоцене 400, в баку— 170, хазаре— 100, хвалыне — 24, а в новокас пийское время — 4 м. Таким образом, с верхнего плиоцена максимальный врез произошел на 400 м, а минимальный с новокаспийского времени на 4 м.
117
Талыш
(Б. А.
Антонов, 1963)
Т а б л и ц а 1
Глубины вреза рек Восточного Закавказья
М. Кав |
Бассейн р. |
Бассейны |
Юго-Восточ |
|||
Тертер |
||||||
каз |
рек Сулак, |
|||||
(Н. Ш. |
Ш и |
ный |
Кавказ |
|||
(Б. А. |
Самур (Д. А. |
|||||
(Б. А. |
Б уда |
|||||
Антонов |
ринов, |
Лилиенберг, |
||||
М. И. |
Гад |
гов, |
1965) |
|||
1963) |
жиев, |
1964) |
196!) |
|
|
|
|
|
|
|
( м)
Возраст
8 |
15 |
6 |
4 |
6 |
Новокаспий |
|
|
|
|
|
|
ский |
|
32 |
45 |
29 |
21 |
24 |
Хвалынский |
|
80 |
100 |
125 |
145 |
100 |
Хазарский |
|
100 |
40 |
100 |
130 |
170 |
Бакинский |
|
220 |
200 |
260 |
300 |
300 |
Итого за |
чет |
|
|
|
|
|
вертичный |
|
|
|
|
|
|
период |
|
|
|
160 |
|
400 |
Верхний |
плио |
|
|
|
|
|
цен |
|
Анализ интервалов между отдельными группами террас Азербайджана и Дагестанской АССР показывает, что по вы соте интервала они очень близки друг к другу, что увязывает ся с данными Д. А. Лилиенберга (19616), Н. Ш. Ширинова (1963) и нашими (1965) (табл. 1) для рек Самура, Сулака и рек Юго-Восточного Кавказа. В долинах указанных рек ве личина вреза такова: в хвалынское время 4—6 м, в хазар ское— от 21 до 29 и от 100 до 145 ж, а в баку— от 100 до 170 ж. В верхнем плиоцене глубина вреза рек азербайджан ской части Большого Кавказа составляет примерно 400, а для р. Тертер— 160 ж. Это, вероятно, связано с большой актив ностью новейших тектонических движений в пределах ЮгоВосточного Кавказа и меньшей на Малом Кавказе.
Необходимо отметить, что уменьшение глубины врезов имеет место и при сравнении более коротких отрезков вре мени.
В нижнебакинское время врез составил 90, в верхнебакин ское — 80 м, в нижнехазарское время он был почти в семь с половиной раз больше (75 м), чем в верхнем хазаре (10 ж).
Анализ террасовых отложений показывает, что состав их при переходе от более древних к молодым становится крупнее и грубее. Даже отложения, наблюдаемые в современных рус лах, являются более грубыми и крупными, нежели отложения низких террас. В составе современных русловых отложений, а также среди пойменных образований имеются валуны объе мом более 100 ж3. По всей вероятности, это связано с усиле нием переноса аллювия и пролювия.
Наблюдения над разрезами террас показывают, что самый «верхний слой многих террас состоит из оолее грубых галеч-
.118
ников, а местами и валунов, по сравнению с нижележащими отложениями. Это ясно прослеживается в бассейне р. Кусарчай, в долинах рек южного склона Главного Кавказского хребта и в бассейнах рек Восточного Кавказа.
В устье р. Тагирджалчай на правом ее берегу установлена 55-л; речная терраса, являющаяся одновременно 90-м терра сой р. Сумгаит. В покрывающих эту террасу аккумулятивных отложениях имеются многочисленные валуны, объемом от нескольких куб. м. до 10—15 ж3. По нашему мнению, это происходит потому, что перед очередным интенсивным врезом в свое русло начинается усиление тектонического поднятия в верховьях рек и огрубение аллювиальных отложений. Спустя определенное время, тектоническое поднятие и глубина эро зии берут верх и начинается новый врез (Б. А. Будагов, 1963). Анализ полевых материалов показал, что некоторые речные террасы подвержены деформации.
На северном склоне Главного Кавказского хребта дефор мированные речные террасы встречаются на левом берегу р. Гильгильчай. К западу от с. Эйнибулак 40-ж терраса на расстоянии примерно 1,5 км понижается до 15 м. На правом берегу р. Дивичичай у с. Сурры 36-ж терраса (центральная часть) на расстоянии 400—450 м повышается до 60 м, а 63-ж терраса до 80 м. Подобные деформации характеризуют и до лины рек Шабранчай, Чагаджукчай и др. (Н. В. Думитрашко, Д. А. Лилиенберг, Б. А. Будагов, 1961; Б. А. Будагов, 1956, 1957, 1959).
Деформированность речных террас отмечена и в пределах южного склона Юго-Восточного Кавказа. Н. Ш. Ширинов (1957) отметил такие явления в среднем течении р. Сумгаит, в районе с. Джанги. Д. А. Лилиенберг (1962) описал дефор мированные террасы в бассейне р. Гирдыманчай в районе пересечения ею восточной оконечности Алазань-Авторанской впадины, в районе Карамарьямского увала и т. д. Особенно хорошо прослеживаются деформированные речные террасы в пределах Аджиноура: от осевой линии к обеим крыльям Дашюзской (на севере) и Коджашенской (на юге) антиклиналей террасы понижаются. На собственном южном склоне Глав ного Кавказского хребта деформированность речных террас прослеживается крайне плохо. Это связано, по-видимому, с тем, что в данной зоне отсутствуют молодые интенсивно ра
стущие |
антиклинали, наличие |
которых |
весьма характерно |
для предгорной и низкогорной |
полосы |
Восточного Кавказа. |
|
О новейших тектонических движениях говорит отчасти и |
|||
наличие |
локальных террас, распространенных фрагментарно |
вразличных частях речных долин.
Вдолине р. Кусарчай, между селами Кузун и Четгюн, т. е.
врайоне интенсивного поднятия Кусарской наклонной рав
нины нами (1959) было выделено 28 террас и более 10 эро
119