Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Морфоструктуры юго-восточной части Малого Кавказа и особенности их развития

ВАК РФ 11.00.04, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Морфоструктуры юго-восточной части Малого Кавказа и особенности их развития"

АКАДЕМИЯ НАУК АЗЕРБАЙДЖАНСКОЙ ССР ИНСТИТУТ ГЕОГРАФИИ

УДК 551.4.07 (479.24) На правах рукописи

АЛИЕВ ЯВАР КАЧАЙ ОГЛЫ

МОРФОСТРУКТУРЫ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ МАЛОГО КАВКАЗА И ОСОБЕННОСТИ ИХ РАЗВИТИЯ

11.00.04 — ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ЭВОЛЮЦИОННАЯ ГЕОГРАФИЯ

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук

Работа выполнена в отделе геоморфологии Института географии Академии наук Азербайджанской ССР

Научный руководитель:

Официальные оппонент:

'Ведущая организация:

- доктор географических наук, проф. лауреат Государственной премии Азерб.ССР Н.Ш.Ширинов

- доктор географических наук, проф.М.А.Мусеибов

- доктор географических наук., проф.Л.Г.Никифоров

- "Азербайдяангеология" Министерства геологии СССР

'М час.

Защита состоится "¿7/" .ЖГЯ&Я 1990-г. в на заседании специализированного совета (Д 004.19.01) при Институте географии АН Азерб.ССР, по адресу: ЗТО143, г.Баку, Проспект Нариыанова, 31, Институт географии АН Азербайджанское ССР.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института географии АН Азерб.ССР.

Автореферат разослан О/ яая&ф 1990 г.

Ученый секретарь специализированного совета кандидат географических .

ЙЭ,К ¿ZfMw*^ Ыикаилов A.A.

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Наиболее эффективное и рациональное использование природных ресурсов и охрана окружающей среды требуют проведения комплексных исследований в области естественных наук, где большую перспективу имеет морфоструктурный анализ, который,помимо научного, имеет и важное практическое значение, позволяя определить перспективу территории в поисках и разведке месторождений различных полезных ископаемых. Исследуемая территория в отношении размещения полезных ископаемых является уникальным регионом Малого Кавказа, что обусловлено расположением ее на стыке различных структурно- тектонических и металлогенических зон и многократностью проявления процессов магматизма и минералообразования.

Данные о характеристике рельефа важны также при планировании и размещении различных народнохозяйственных объектов и прогнозировании разрушительных природных явлений.

Актуальность разрабатываемой темы проявляется еще и в том, что освещаемые в ней палеогеоморфологические обстановки прошлых геологических эпох и реконструкции палеорельефа позволяют установить закономерности развития иорфоструктур и их динамику в будущем.

Цель и задачи исследования. Целью данной работы является детальное изучение морфоструктур КБ части Малого Кавказа и особенностей их развития. Для достижения этой цели требовалось решение следующих задач г I- выявить особенности строения, формирования и вертикальной дифференциации рельефа и рельефообразунцих процессов; 2- определить связи форм рельефа с геологическим субстратом и процессами эндо-и экзоыорфогенеза; 3- выявить основные.закономерности формирования морфоструктур и структурную их основу; 4- разработать принципы выделения морфоструктур, морфогенетическую и таксономическую их классификации; 5- осветить лалеогеоморфологическое развитие рельефа; 6- составить морфоструктурную карту и палеогеоморфологические картосхемы по отдельным хронологическим срезам.

Объект исследования и исходные данные. Объектом исследования являются морфоструктуры ЮВ части Малого Кавказа с их особенностями строения и развития.

В тектоническом отношении исследуемая территория соответствует KB части Сомхито-Агдамской, Севано-Карабахской и Мисхано-Кафанской тектонических зон.

Исходными данными послужили обширнейшая геолого-геоморфологи-чесная литература, фондовые работы, фактические материалы полевых

исследований, проведенных в течение 1977-1987 гг. на Малом Кавказе.

Методика исследования. Для успешного решения поставленных в диссертации задач наш был применен широкий спектр методов, включающий следующие их разновидности: I- полевое геоморфологическое картирование; 2- анализ фаций и мощностей отложений и их распределение во времени и в пространстве; 3- анализ деформаций поверхностей выравнивания и речных террас; 4- анализ рисунка речной сети и морфологии долин; 5- палеогеоморфологический и'палеогеографический анализы развития современного рельефа.

Научная новизна. Впервые составлена новая крупномасштабная морфоструктурная карта Ш части Малого,Кавказа. Разработаны новые схемы классификации морфоструктур. Выявлены и охарактеризованы основные генетические типы складчатых, складчато-глыбовых, дизъюнктивных (разрывных) и вулканических (магматических) морфоструктур. Впервые дана подробная история развития и становления морфоструктур в рамках олигоцена-плейстоцена и впервые составлены палеогео-морфологические картосхемы по наиболее характерным хронологическим срезам, что вкупе и является предметом защиты.

Практическая ценность. Составленная нами крупномасштабная морфоструктурная карта и выявленные закономерности формирования и становления морфоструктур подтверждают важное значение морфострук-турного анализа в прикладных целях. Полученные результаты исследований могут сыграть большую роль в народнохозяйственном освоении ЮВ части Малого Кавказа. Одни«, из основных практических выходов работы является возможность использования полученных данных при поисково-разведочных работах, проектировании гидротехнических сооружений и более рациональном размещении народнохозяйственных объектов, а также при проведении гидрогеологических, инженерно-геологических и др. исследований.

Публикация и апробация работы. Основные положения диссертации освещены в 6 опубликованных работах, а также докладывались и обсуждались на семинарах Института географии АН Азерб.ССР, съезде Географического общества Азерб.ССР, научных конференциях аспирантов Института географии АН Азерб.ССР, Азербайджанского педагогического института им. В.И.Ленина.

Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, 4 глав, выводов и заключения и списка литературы (А?/.. наименований), общим объемом /ЯР страниц машинописного текста и иллюстрируется картами, картосхемами, таблицами и'фото (всегойЗ),

Автор искренне благодарен научному руководителю доктору гео-

графических наук, профессору Н.Ш.Ширинову за постоянную помощь при выполнении диссертационной работы.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОГЫ

ГЛАВА I. Общая геологическая характеристика.Как известно, Малый Кавказ в плане образует огромную дугу с выпуклостью, обращенной на СВ. Вершина Еыпуклости совпадает с узлом стыковки крупнейших структур краевой Сокхито-Агдамской тектонической зоны - Мров-дагского и Агдамского антйклинориев.

Исследуемая территория охватывает в плане правый фланг дуги. Если структуры левого фланга (Шахдагская, Мровдагская и др.) простираются в субширотном направлении, то структуры правого фланга (Карабахская, Агдамская и др.) простираются в субмеридиональном направлении, что является следствием заложения и расширения Курин-ской впадины в неотектоническом этапе, оттеснившей и частично поглотившей периферийные структуры этой части М.Кавказа. Только этим можно объяснить неполную выраженность Агдамского антиклинория,который является пограничной структурой между М.Кавказом и Куринской впадиной. Осевые зоны наиболее крупных структур исследуемого региона сложены средне- и верхнеюрскими породами, тогда как таковые СЗ части М.Кавказа сложены как средне- и верхнеюрскими породами, так нижнеюрскими и палеозойскими отложениями, что является следствием максимальной приподнятости этого фланга горной системы.

Исследуемая часть М.Кавказа, отколовшись вдоль Тертерчайского глубинного поперечного разлома от остальной части горной системы, значительно опущена и слагающие ее осевую зону юрские породы в периферийной полосе перекрыты более молодыми (мел, палеоген, неоген) образованиями. Ввиду наличия в этой части М.Кавказа глубинных поперечных поднятий, прогибов, осложненных разломами, структуры исследуемой территории испытывают ундулявдю и ступенчато опускаются в сторону Нижне-Араксинского прогиба.

Наиболее приподнятую осевую зону ИВ части М.Кавказа составляет Карабахский антиклинорий, сложенный среднеюрскими вулканитами (ан-дезитовыми лавами и пирокластитами). Интрузий незначительно, и они приурочены к поперечным разломам и зоне контакта Карабахского антиклинория с Мартунинским синклинорием. Последний выполнен.в основном меловыми вулканогенно-осадочной и осадочной толщами. На ЮЗ крыле Карабахского антиклинория вдоль Лачин-Башлнбельского глубинного разлома юрские образования надвинуты на меловые отло-

жения Сарыбабинского синклинория, Тектонический разлом здесь проявляется в, виде широкой зоны нарушения, характеризуясь обнаженностью в широкой полосе эоценовых ультраосновных пород (офиолитовый пояс), В этой полосе встречаются и более древние (верхний мел) выходы габбро и эоценовые гранодиоритовые интрузивные тела.

Юго-западнее Сарыбабинского синклинория полоса развития наиболее древних мезозойских отложений приурочена к Лачинскому и Зам-зурскому антшшшориям. Периферийная ЮЗ часть исследуемого региона отвечает Гочасскону синклинорию, испытавшему сложную историю развития: в мел- палеогене-интенсивное прогибание, эоцен-о^игоцене-инверсионное поднятие и неоген-четвертичном периоде - субаэраль-ный вулканизм^Елагодаря последнему сформировался классический вулканический рельеф Карабахского вулканического нагорья, расположенного в смежной'с ЮЗ'территории.

В целом структуры исследуемого региона составляют Ш окончания Сомхито-Агдамской, Севано-Карабахской и Мисхано-Кафанской тектонических зон., подрезанных вдоль долины Аракса Нижне-Араксинским наложенным поперечным прогибом.

Юго-восточная часть М.Кавказа характеризуется высокой сейсмичностью, поровденной широкой сетью разломов и разрывов различного генезиса и направления простирания, которые служат зонами дифференциации нойейшх тектонических движений и определяют основной фон проявления их интенсивности. Здесь выделяются две сейсмические зоны. Первая зона, соответствующая СЗ части территории, отличается слабой сейсмичностью. Сила землетрясений здесь доходит до 6 баллов. Вторая зона, относящаяся к КБ оконечности территории, характеризуется более сильными землетрясениями, достигающими 7 баллов. Однако местами наблюдаются еще более сильные землетрясения, соответствующие участкам пересечения Карабахского Лачин-Башлыбельского и др. продольных глубинных разломов с Тертерским, Хачинчайским.Кар-карчайским, Араксинским и др. поперечными разломами. Сила землетрясений &десьдостигает 8 баллов.

ГЛАВА Д. Общая характеристика и основные особенности строения) рельефа. Современный рельеф ЮВ части М.Кавказа, являясь продуктом взаимодействия эндо-и экзогенных процессов морфогенеза, испытал продолжительную и сложную историю развития. Если эндогенные процессы сыграли ведущую роль в заложении фундамента и образовании основных особенностей морфоструктур с различными морфогенетиче-скими признаками*, то современный облик и детали их строения являются результатом действия .экзогенных процессов.

Высотная дифференциация рельефа колеблется в пределах от 350400 до 2840 м над ур.м., что является результатом новейших тектонических движений, имеющих резко дифференцированный характер про--явления.

Орографическое построение рельефа. Наиболее крупным орографическим элементом рельефа региона является Карабахский хребет. Начинающийся на СЗ в бассейне р.Тертер хребет, образуя в плане слегка выпуклую к долине р.Акера дугу, в ВВ направлении, в сторону Никне-Араксинского прогиба, постепенно понижается. Водораздел хребта отвечает той части ЮЗ крыла Карабахского антиклинория, которая рассечена продольным глубинным разломом ("Карабахский надвиг").Благодаря этому и различию процессов климатического морфогенеза Карабахский хребет в течение продолжительного времени приобрел асимметричный поперечный профиль с крутим и коротким ЮЗ и относительно пологим, длинным и ступенчатым СВ склонами.

'Вследствие наличия поперечных глубинных структур и осложняющих их разломов, наиболее приподнятые блоки (глыбы) водораздела образуют, на фоне относительного мягкого .рельефа, горстовые скалистые выступы с зазубренными и пикообразными вершинами (Алакая.Каранлых, Кырхкыз, Сарыбаба, Б.Кирс, Зиарат), с абсолютными высотами 23002500 и более метров.

На СВ склоне Карабахского хребта на высотах 1800-2100 м отчетливо фиксируются куполовидные возвышенности (Караглух, Мейдан, Карагяв, Косалар, Мирзалар, Кызылдаш, Ы.Киро), соответствующие выходам кварцевых плагиопорфиров, слагающих ядро Карабахского антиклинория. Зона куполовидных возвышенностей в отношении водораздела хребта несколько опущена вдоль глубинного разлома. Почти все куполовидные возвышенности расположены на водоразделах притоков Каркарчая и морфологически и гипсометрически постепенно смыкаются с расположенными в пределах Мартунинского синклинория поперечными прогибами-котловинами (Довшанлинской, Каркарчайской) и брахианти-клинальными поднятиями (Улубабским, Еогурханским, Гергерским) и др.формами рельефа.

Карабахский хребет имеет ряд отрогов, приуроченных главным образом к СВ склону и Ш периклинальной части хребта.

Кроме отрогов, вблизи Карабахского хребта в субширотном направлении простирается самостоятельный Мьхтекянский хребет, который служит соединительным орографическим звеном между Карабахским хребтом и Карабахским вулканическим нагорьем, водоразделом между бассейнами рр. Тертер и Акера. К Карабахскому вулканическому наго-

- в -

рыо Мыхтекянский хребет примыкает в районе крупнейшего интрузивного массива Далидаг (3616).

Почти в широтном направлении в междуречье Тертера и Хачинчая от Карабахского хребта, вблизи г'.Агбаба (2370 м), отделяется отрог Ходжаюрт (2390 м), на востоке соединяющийся с хребтом Охи-Ах-пюр (1740 м).

Вблизи массива Кырхкыз между истоками рр. Колатаг и Ходжалы от главного хребта--отделяется Сагсаганский хребет, который начинается и заканчивается синклинальными плато Мейдаа (2000 м) и Хан-абад (940 м) и с СЗ замыкает Каркарчайскую котловину. Другой отрог - Хойхутский хребет (1700 м), расположенный между рр. Ходжалы и Баллуджа, ступенчато опускается к КаркарчайскоЕ котловине. Еще одним отрогом Карабахского хребта в районе Каркарчайской котловины является Мыхтекян-Учтыгский. Располагаясь южнее долины Баллуджа-чая, он простирается параллельно Хойхутскому отрогу. Резкое понижение их в сторону Каркарчайской котловины обусловлено наличием тектонического разрыва.

В районе г.Сарыбаба от Карабахского хребта отделяется другой его отрог - Кызылдашский (2100 м), который занимает междуречье Халфали и Зарыслы и лростирается в СБ направлении, вплоть до Щу-шинского плато (1400-1600 ы) включительно.

Северо-восточный склон Карабахского хребта к востоку от г. Б.Кире состоит из веерообразно расходящихся в бассейнах Кенделан-' чая и Куручая моноклинальных гряд (Б.Таглар, Туг, Дому и др.).

В связи с погружением Карабахского хребта КБ г.Б.Кирс и замыканием Сарыбабинского синклинория осевая зона Карабахского хребта (Г&жлюджа-Зиарагский отрезок) в структурном отношении обусловлена Лачинским и Замзурским антиклинориями. Хребет, сложенный здесь верхнеюрскими известняками и вулканитами, характеризуется интенсивно расчлененным водоразделом и осложненным тектоническими разрывами крутым ЮЗ и относительно отлогим и слабо расчлененным СБ склонами. В районе гг. Б.Кире и Алтун-Тахта от Карабахского хребта отчленяются Дибятлинский, Чеменский, Топагачский, Тейдагский, Чегиндагский хребты, отделенные друг от друга вяутригорными котловинами (Старотагская, Агджакендская, Сирикская, Доланларская, Зам-зурская).

Крайняя КБ часть Карабахского хребта (Хошвахт-Шишадагская) виргирует на Аргюнашский и Шишадагский отроги, разделенные Гадрут-ской долиной.

В орографическом отношении наиболее сложной частью СВ макросклона Карабахского хребта является тот отрезок, который расположен южнее долины Хачинчая, что обусловлено сложностью тектоники Мартунинского синклинория и ее контактной зоны с Карабахским анти-клинорием. В дополнение к вышесказанному отметим, что здесь развиты хребты (Богурханский, Гергерский), гряды (Шахбулакская.Норагюх-ская, Кятикская.Каракендская и др.), плато (Щушинское, Шушикенд-сйое, Дашбашинское), высоты которых колеблются в пределах от 600 до 1600 м, и внутригорнне котловины (Каркарчайская, Кырмызыбазар-ская, Тугская и др.).

2. Вертикальная дифференциация рельефа и релье$ообразующих процессов. В регионе типичного высокогорного рельефа нет. Лишь отдельные сегменты Карабахского хребта (Алакая, Кырхкыз, Б.Кире и др.) с высотами 2500-2800 м своими морфологическими признаками напоминают высокогорье. П!ироко€ развиты присущие высокогорной зоне (исключая нивально-ледниковые) эрозионно-денудационные м гравитационные процессы.

Среднегорный пояс отличается значительным высотным интервалом - от 1000-1200 до 2000-2200 м, характеризуясь широко разветвленной долинной сетью. Долины в основном У- образные, местами приобретают каньонообразную форму, террасированы. В междуречных пространствах широко представлены поверхности выравнивания. Последние местами хорошо коррелируются с древними продольными долинами, следы которых сохранились в рельефе. Для этого пояса характерно и наличие внутригорных котловин различного генезиса, с комплексом новейших отложений и серией врезанных-четвертичных террас.

Низкогорный пояс отличантся мягким рельефом, с преобладающим развитием аридно-денудационных процессов морфогенеза. Долины широкие, террасированные, местами переходят в котлоеины, Там, где контраст рельефа возрастает, развиты гравитационные процессы.

По периферии- низкогорья окаймлены полосой предгорных наклонных равнин, сложенных в основном рыхлыми флювиальными образованиями. Широко развиты конусы выноса, овражно-балочная сеть, пролювиально-делювиальные шлейфы,

3. Основные морфоскульптуры.. Они в основном обусловлены экзогенными процессами морфогенеза. Но интенсивность развития,площадная обособленность и характер проявления их (по времени и месту) предопределяются новейшими и современными тектоническими движениями. Естественно, что определенная доля при этом принадлежала и климатическим факторам.

Экзогенные процессы морфогенеза производят как разрушительную (выветривание, эрозия, обвалы, оползни и др,), так и созидательную (аккумуляция) работу, создавая соответствующие морфоскульпту-ры.

Наиболее.развитыми морфоскульптурами в исследуемом регионе являются речные долины и террасы. Они определяют степень горизонтального и вертикального расчленения рельефа и общий геоморфологический облик ландшафта.

Первоначально долины, соответствуя геологическому структурному плану, развивались вдоль отрицательных форм первичного тектонического рельефа, образуя в основном сеть продольных речных долин. Перестройка речной сети началась с позднего миоцена, в связи с усилением дифференцированности новейших движений, и завершилась, если можно так принять^', в плейстоцене. В современную эпоху в долинной сети преобладают поперечные долины.

Фиксируемые в исследуемом регионе древние речные долины были установлены по имеющимся в рельефе одновысотным и однонаправленным древним эрозионным ступеням, сквозным долинам современных водоразделов, террасовым уровням и наличию галечников.

Террасы, сопровождающие склоны долин, характеризуются различной сохранностью и малым площадным развитием.'Они лучше сохранились во.внутригорных котловинах. Из сохранившихся в современных речных долинах террас самая древняя датируется поздним апшероном. (эоплейстоценом), самая молодая - новокаспийским веком (голоцен), В общем в долинах исследуемого региона выделяются 13-16 террасовых уровней. На основании фаунистических и археологических остатков, содержащихся в террасовых отложениях, и корреляции террасовых ступеней с культурными слоями пещерных палеолитических стоянок (Азых, Таглар и др.), а также путем сопоставления их с фауни-стически охарактеризованными морскими террасами Каспия речные террасы исследуемого региона распределяются.в следующем возрастном порядке: 1-П-новокаспийские'(голоценовые), Ш-УП-хвалынские, УШ-ХП-хазарские, ХШ-Х1У-бакинские и ХУ-ХУ1 - апшеронские. Более древние террасы либо уничтожились, либо сохранились в фиксирующихся в современных долинах фрагментах древних продольных долин. В сущности, во всех периодах существования речных долин имелись условия для образования террас.

Верховья основных речных долин, прорезающие поперек крупные

3/ Этот процесс продолжается и в современную эпоху.

морфоструктуры, обычно узкие и глубокие, ступенчатого строения. В среднегорном поясе долины в большинстве расширяются, обладая выпуклыми, с увеличивающимся к руслу уклоном, склонами. В низкогорье они широкие и террасированные.

Для полосы выхода речных долин из гор на предгорную равнину характерной морфоскульптурой являются конусы выноса. Изучение их количества, морфологии, параметров и литофации слагающих их отложений позволяет восстановить историю неотектонического и геоморфологического развития как горной, так и равнинной частей региона. В зависимости от характера проявления новейших движений здесь формировались конусы выноса полного наложения, частичного перекрытия и прислоненные. Первые два типа характерны для тектонически стабильных участков и морфологически представлены лишь одним конусом выноса. Прислоненные приурочены к тектонически активным участкам с ритмическим характером движений. Морфологически они образуют 2-3, а иногда даже 4 конуса выноса.

Анализ геологических и геоморфологических данных о новейших тектонических движениях и сопоставление их с литофациями и мощностями новейших отложений, выполняющих Куринский межгорный прогиб, показывают, что в период развития рельефа тектонические движения в исследуеиом регионе и в орогенных областях всего Кавказа периодически то усиливались, что приводило к интенсивному воздыманию и вертикальному расчленению территории, то ослабевали и стабилизировались, что создавало благоприятные условия для планации рельефа. . .

В периоды стабилизации тектонических движений и планации рельефа формировались поверхности выравнивания (ПВ). Основываясь на материале анализа данных собственных полевых исследований, а такае на данных Н.Ш,Ширинова (1965,1975), Н.Ш.Ширинова, Г.Б.Гусейнова (1968) и др., в Ш части М.Кавказа нами выделяются пять регионально развитых ПВ: Нафталанская - 650800 м, Шупшкендская (Чардахлинская) - 1000-1300 м, Богурханская (Тертерская) - 1400-1600 м, Мыхтекянская - 1900-2000 м и Агбабин-ская (Севанская)2' - 2200-2300 м3'.

Здесь приводятся усредненные высоты. В действительности же деформация их носит, более сложный характер. Так, например, Нафталанская ПВ в сторону осевой части Мартунинского синклинория и Нижне-Араксинокой депрессии понижается от 840 до 600-500 м. Щуши-

2/В скобках даны названия,употребляемые разными авторами для

других участков М.Кавказа. 3/В других регионах М.Кавказа они имеют несколько,отличающихся высот, ■ - —

кендская ПВ от Кятикского хребта в сторону Дахразской синклинали понижается от 13С0 м до 1000 м. На Щушикендском ояато в зависимости от характера геологических структур ее высота колеблется в пределах 1200-1340 м. От бортов к центральной части Каркарчайской котловины высота этой ПВ изменяется от 1200-1150 до 1000-900 м, Богурханская ПВ (1400-1600) на Мирзаларской куполовидной возвышенности повышается до 1700-1750 м. Мыхтекянская ПВ (1900-2000 м) в междуречье Ходаалычая и Баллуджачая (по разлому) и в верховьях Куручая понижается до 1700 м, а на Туршсуинском перевале, соответствующем поперечному разлому, до 1800 м. Агбабинская ПВ (22002300 м), деформируясь от Карабахского и Мыхтекянского хребтов по направлению к Кельбаджарской мульде и Сарыбабинскому синклинорию, понижается до 2100-2000 м.

На деформацию ПВ большое влияние оказали поперечные глубинные структуры. Если одновозрастные ПВ на Мехмана-Далидагском и Кара-кенд-Базарчайском поперечных поднятиях обладают максимальной высотой, то на Хачипчайском и Каркарчайском поперечных разломах и Каряарчай-Кызылбогазском и Мартуни-Кубатлинском поперечных прогибах для них характерны минимальные высоты.

Наиболее сложным вопросом в проблеме ПВ является определение их возраста. Более точной возрастной датировкой отличается лишь наиболее молодая Нафталанская ПВ. Ее возраст приходится на период среза ею интенсивно дислоцированных майкопских (олигоцен-миоцен) отложений и накопления на этой абразионной поверхности акчагыль-ских морских и более молодых континентальных отложений. А это значит, что Нафталанская ПВ формировалась в акчагыл-апшеронском времени (до позднего апшерона).

Возраст остальных ПВ определен нами на основе ритмичного характера неотектонического развития региона и литофациального анализа отложений, выполняющих межгорные и предгорные впадины,следующим образом: Щушикендская - мэотис-понт; Богурханская- средний и поздний миоцен (до позднего сармата); Мыхтекянская - ранний миоцен; Агбабинская - олигоцен (до позднего олигоцена). (

ГЛАВА Ш. Основные типы морфоструктур, особенности строения и закономерности их развития. Б последние годы в исследовательских работах, посвященных геоморфологии Азербайджанской ССР, значительное внимание уделяется морфоструктурному анализу рельефа. Стало очевидным, что правильное решение этого вопроса позеолит установить связь между рельефом и тектоническими структурами, а также

магматическими процессами. Исследования, проведенные в этом направлении, позволяют более достоверно выявить причинные связи формирования крупных форм рельефа и правильно наметить пути их развития во временно-пространственном плане. Эти исследования имеют и прикладное значение, так как формирование и проявление ряда месторождений полезных ископаемых тесно связаны с определенными типами морфоструктур.

Многими исследователями (Герасимов, 1946,1959; Леонтьев,Криво-луцкий, 1965, 1978; Спиридонов, 1969; Леонтьев, 1971; Горелов,1972; Худяков,1977 и др.) были даны анализ и классификация морфоструктур.

Б развитии морфоструктурных исследований большая заслуга принадлежит Ю.А.Мещерякову (1957, i960, 1965). Он считает, что к морфоструктурам следует отнести не только крупные элементы рельефа Земли (материки, океанические впадины и др.), но и многие малые формы рельефа, обусловленные складчатой, разрывной и' магматической деятельностью - антиклинальными и синклинальными структурами, разломами, надвигами, вулканическими конусами, экструзивными и интрузивными куполами и др.

По H.A. Флоренсову (1965) и С.К.Горелову (1972), морфострук-тура - эта такая взаимосвязь рельефа и структуры, при которой формирование основного облика рельефа происходит в результате непосредственного влияния неотектонических движений. Именно поэтому они выделяют активные - динамические и пассивные-статические морфоструктуры.

Классификация морфоструктур вышеуказанными авторами дается главным образом на основании структурно-морфологического анализа рельефа платформенных равнин. Поэтому эти исследования для нас представляют интерес только с методической стороны. . .

Для нас больше подходят морфоструктурные исследования С.-П.Вальяна (1969), Н.Е.Астахова (1970) и Н.Ш.Ширинова (1975), проведенных ими на орогенных территориях Закавказья. Морфоструктурный анализ и классификация даются ими на основании глубокого анализа связи рельефа с геологическим строением.

Вопросы связи рельефа о тектоникой получили вкратце свое достаточно правильное объяснение и в трудах, ряда исследователей (В.Г.Абих, К.И.Богданович, В.В.Богачев, Е.Е.Милановский.В.Е.Хаин, Э.Ш.Шихалибейли и др.), занимавшихся изучением геологического строения территории Азербайджанской ССР.

В последнее время связь рельефа с тектоникой широко и всесто-

ронне охарактеризована исследователями, занимающимися изучением геоморфологии и новейшей тектоники территории Азербайджанской ССР и проводившими специальные морфоструктурные исследования (Ахмед-бейли, 1966; Думитрашко и др., 1968, 1977; Абасов 1970; Антонов, 1971; Будагов, 1973; Ширинов, 1973, 1975, 1979; Мусеибов, 1973, 1977; Кулиев, 1973,1974; Кулиев и Гаджиев, 1975; Халилов, 1977, 1980; Антонов и Пэджиев,1979;Гаджиев,1980; Кулузаде,1982 и др.). В наших исследованиях достаточно полно использованы работы и методы исследования указанных авторов.

В образовании и формировании морфоструктур исследуемой нами территории принимают участие тектонические и магматические процессы в широком аспекте проявлеяия, что позволило нам (взяв за основу морфогенетический принцип) морфоструктуры сгруппировать следующим образом: складчатые, складчато-глыбовые, дизъюнктивные (разрывные) и магматические (вулканические) морфоструктуры.

По отношению соответствия знаку движения и структурам выделяются морфоструктуры прямые и инверсионные. Г.И.Худяков (1977), Г.А.Халилов (1980) называют их "конформными" и "дисконформными".

Морфологически, прямые морфоструктуры является как положительными, так и отрицательными, т.е. морфология морфоструктур отвечает морфологии геологических структур. Например, хребты, гряды и возвышенности соответствуют антиклиналям, а котловины и долины - синклиналям. Инверсионными же называются такие морфоструктуры, которые не отвечают морфологии структур.

До степени влияния новейших тектонических движений, по методике С.К.Горелова (1972), выделяются активные (динамические) и пассивные (статические) морфоструктуры. Активные морфоструктуры являются результатом структурного отраженйя в рельефе тектонических процессов, в то время как пассивные морфоструктуры являются пассивным отражением структур в строении рельефа, проявляясь в рельефе чаще всего посредством литологии и т.д.

Выделяются нами также унаследованные, новообразованные и наложенные морфоструктуры. Унаследованными называем те морфоструктуры, которые, возникнув в донеотектоническом этапе, в новейшем этапе продолжали развиваться по тому же плану и направлению. Новообразованные морфоструктуры образуются в результате смены знака тектонических движений на каком-то отрезке неотектонического этапа.Они могут быть наложенными, обращенными и прямыми.

.. В классификации морфоструктур учитываются также стадии тектонического развития ("первичные","омоложенные","переобразованные"),

некоторые морфологические особенности и др. показатели, широко рассмотренные в исследованиях Г.А.Халилова (1980) и др. авторов.

В основу своей классификационной схемы нами положен принцип по'рядковости (ранговости) морфоструктур. Все остальные показатели морфоструктур, выделяемые на основе вышеотмеченных различных принципов, освещаются при характеристике морфоструктур.

Вся исследуемая территория - Ю часть М.Кавказа, стержневую (осевую) полосу которой составляет Карабахский-хребет, рассматривается нами как морфоструктура 3-го порядка. Она, в свою очередь, считается составной частью морфоструктуры 2-го порядка - Малокавказской мегантиклинорной горной системы. Последняя входит в состав морфоструктуры 1-го порядкаПереднеазиатского нагорья, являющегося составной частью морфоструктуры планетарного порядка - Средиземноморско-Гималайского горного пояса.

Морфоструктуры указанных трех порядков выделяется на основе общности крупнейших геологических структур и обусловленных ими соответствующих крупных форм рельефа Земли, а также главных схожих черт рельефа и комплекса процессов морфогенеза.

Морфоструктуры более низкого порядка - четвертого, пятого,шестого, седьмого и т.д. - выделяются нами на основании их морфологических особенностей, возраста, отличительных черт истории формирования, степени проявления новейших тектонических движений и подверженности вулканизму.

Сама классификация на этой основе (порядковой) проводится по принципу морфогенетической их природы. По этому принципу выделяются, как выше уже отмечено, четыре генетические категории морфоструктур: складчатые, складчато-гяыбовые, дизъюнктивные (разрывные) и магматические (вулканические).

Принципы порядковой и морфогенетической систематизации морфоструктур не противоречат, а наоборот, довольно удачно накладываются и дополняют друг друга.

В системе складчатых и складчато-глыбовых морфоструктур,которые объединяются как прямые морфоструктуры, выделяются следующие морфогенетические типы морфоструктур: антиклинальные хребты и гряды, куполовидные возвышенности, моноклинальные (с разновидностями глыбовых и горстовых) хребты и гряды, синклинальные котловины и долины (в т.ч. грабеновые).

В этой системе морфоструктур, где произошла смена знака движений и направления их развития, приведшая к формированию инверсионных морфоструктур,выделяются синклинальные хребты, гряды и плато

(в т.ч. горстовые), грабен-гетерогенные котловины, частично каль-дерного типа строения.

Дизъюнктивные (разрывные) морфоструктуры - долины и котловины - приурочены к глубинным разломам и др. разрывным нарушениям,главным образом поперечным. Вдоль их простирания встречаются выходы минеральных источников типа истису и нарзан, а также проявления ряда полезных ископаемых.

Генетический ряд магматических (вулканических) морфоструктур расчленяется на следующие разновидности: экструзивные и субвулканические (купола, возвышенности и гряда), интрузивные (массивы, гряды, куполовидные возвышенности) и эффузивные (вулканические массивы и щиты, лавовые и шлаковые конусы, лавовые и пирокластические покровы, потоки и плато).

Магматические морфоструктуры формировались в позднеюрском, позднемелоЕом, эоцен-олигоценовом, мио-шшоценовом и четвертичном этапах вулканической деятельности. Степень сохранности и характер их отражения в современном рельефе зависят от состава продуктов извержения или внедрения, глубины формирования петрологических особенностей, возраста этих образований, характера контактных пород и от физико-географических особенностей геологических эпох, в которых происходил вулканизм.

Изучение магматических морфоструктур может значительно облегчить поиски ряда полезных ископаемых, характерных для данного региона.

В диссертации широко освещается комплексная характеристика всех указанных морфогенетических типов морфоструктур различного порядка.

Глава 1У. Основные этапы развития и становления морфоструктур. Глубокий всесторонний анализ морфоструктур показывает, что первоначальное их заложение следует отсчитывать с мезозоя (с поздней юры), в связи с началом альпийского орогенеза, когда мезозойские отложения были собраны в складки различного ранга. Этими складчатыми движениями были сформированы структуры, которым соответствовали основные элементы первичного тектонического рельефа. Эти морфоструктуры в период своего заложения и развития осложнялись разрывными нарушениями и вулканизмом (подводным и наземным). В дальнейшем происходили денудационное разрушение и размыв этих морфоструктур. Они подвергались неоднократной планации.

В орогенном (позднеальпийском) этапе;.начиная с эоцен-олигоцено-вого'времени, -когда происходило резкое усиление тектонических дви-

жений, преобладали не пликативные, а глыбовые (блоковые) и глыбо-во-складчатые движения. Пликативные деижения развивались в прибор-товых зонах мекгорных и передовых прогибов. Движения, которые отличались дифференцированным характером во времени и в пространстве, развивались в несколько ином плане, главным образом согласно с сетью глубинных разломов и других разрывных нарушений. Б то же время по общему рисунку морфоструктурный план новейшего этапа были схожим с древним структурным планом. Благодаря этим движениям были сформированы морфоструктуры, которые образуют современный облик рельефа земной поверхности.

Новейший тектонический этап в истории развития рельефа исследуемой территории явился основным и решающим. Происшедшие с качала этого этапа процессы изменения и перестройки носили направленный и необратимый характер.

Начальный рубеж и объем неотектонического этапа исследуемого региона нами определяются согласно Н.Ш.Ширинову (1973,1975), который, основываясь на анализе особенностей тектонического развития, строения и истории развития крупных морфоструктур Куринской впадины и смежных гор Большого и Малого Кавказа, а также новейших отложений, выполняющих межгорные и передовые прогибы, за начало новейшего тектонического этапа принимает олигоцен.

В новейше_м тектоническом этапе прослеживаются крупные ритмы, согласно которым тектонические движения то усиливались, вызывая интенсивный размыв и накопление грубых осадков, то ослабевали и стабилизировались, что приводило к планации рельефа и накоплению более тонкого материала, В соответствии с этим в неотектоническом этапе выделяются следующие, наиболее характерные стадии: олигоцен-ранний миоцен, средний-поздний миоцен, поздний сармат-ранний плиоцен (балаханский век), поздний плиоцен (акчагыл-апшерон) и плейстоцен.

В'олигоцене резко усиливаются поднятия, увеличиваются .высоты и площадь суши. Начинают закладываться поперечные долины. Н бассейн седиментации выносится в преобладающем количестве относительно грубый материал. В раннем миоцене и, возможно, в среднем олигоцене тектонические движения стабилизируются, рельеф подвергается планации. Формируются поверхности выравнивания, ныне расположенные на'высотах 2200-2300 и Г900-2000 м.

В тектоническом отношении важной является инверсия, выразившаяся в изменении знака движений и структурного плана Мартунинско-го, Сарыбабинского и Гочасского синклинориев. Довольно отчетливо и рельефно отражается Карабахский надвиг. В областях устойчивого.

поднятия (Агдамский, Карабахский антиклинори ) формируется низкогорный рельеф, местами достигающий в высоту более 1000 м,на что указывает наличие конгломератов (иногда крупногалечных) в пределах смежных прогибов. Закладываются основы морфоструктур (хребты, гряды), осложняющих.Карабахский и Агдамский хребты - морфоструктур более крупного ранга. Возникают положительные морфоструктуры (Богурхан-Гергерский хребет и др.) в пределах Мартунинского син-клинория, подвергавшегося сложной, дифференцированной инверсии.

Наиболее крупной речной сетью этого времени являлась система продольных долин, заложенных вдоль зоны разломов и разрывов.развитых в полосе контакта Карабахского антиклинория и Мартунинского синклинория. Продолжают развиваться и другие продольные долины, занимающие осевые части Сарыбабинского и Хузабиртского синклино-риев,

В среднем и начале позднего миоцена вследствие ослабления и стабилизации тектонических движений происходит планация рельефа и формируются.поверхности выравнивания, фрагменты которых наблюдаются на высотах 1400-1600 м.

Отсутствие отложений этого времени в горной территории и крупнозернистая фация песчаных образований передовых прогибов свидетельствуют о том, что Карабахский хребет достиг среднегорных высот. ЗаложиЕШиеся в Майкопе поперечные долины усиленно развивались. Сформировавшиеся до этого периода морфоструктуры продолжали медленно расти.

В конце сармата в результате резкого усиления тектонических движений весь М.Кавказ подвергся общесводовому воз-дыманию и складчато-глыбовым движениям. Усилением разрывной дислокации ожили затухшие и образовались новые разрывы и разломы, продольная речная система претерпела значительные изменения,Тектонические движения приобрели болеа дифференцированный характер,сопровождались они наземным вулканизмом, который привел к формированию вулканических морфоструктур. Местами происходила инверсия в знаке тектонических движений. Формировались Сарыбулакдагский и .Мыхтекянский горст-синклинальные-.хребты. Грандиозные изменения "происходили в Кельбаджарской мульде, до этого (палеоген) наложенной на огромную куполовидную возвышенность фундамента, осложненную, по-видимому, крупнейшей кальдерой. На месте этой мульды начала формироваться куполовидная возвышенность, наследующая строение фундамента. Она была осложнена крупным интрузивным массивом Далидаг и вулканизмом, который по периферии возвышенности образовал лавовые покровы, плато и потоки. Она была рассечена радиально

расходящимися разломами и разрывами, вдоль которых заложились долины истоков Тертера, Акеры и Базарчая,

На Карабахском хребте отчетливо прослеживались горст-моноклинальные хребты более низкого порядка (Алакая, Каранлых, Кырхкыз, Б.Кирс, Зиарат) и куполовидные возвышенности, отвечающие осевой линии Карабахского антиклинория, которые вследствие крупного надвига оказались на СБ склоне одноименного хребта. Некоторые синклинальные плато, расположенные в пределах Сарыбабинского синкли-нория и Кельбаджарской мульды, в конце миоцена (мэотис, понт) были сильно деформированы и раздроблены,- покрыты лавами.

В результате дифференцированных блоковых движений на склонах Карабахского хребта формировались наложенные грабен-синклинальные и синклинальные котловины, которые в дальнейшем ( в позднем плио -цене) были заполнены аллгавиально-пролювиалышми отложениями мощностью в несколько десятков метров (местами до 80-100 м и больше).

.В конце миоцена (мэотис-понт) тектонические движения вновь стабилизируются, что сопровождается планацией рельефа.Формируется ПВ, расположенная ныне, на высоте 1000-1300 м.

Оживление в раннем плиоцене (бала-ханский век) Каркарчайского глубинного поперечного разлома, Карабахского надвига и других разрывных нарушений привело к дифференцированному возднманию Сарыбабинского синклинория и приуроченных к нему Сарыбабинского и Алтунтахта - Гюллюджинского глыбовых моноклинальных хребтов.

Формируются в этот период морфоструктуры СВ периферийной части исследуемого региона, отвечающей Агдамскому антиклинорию. В северо-западной части этой зоны в междуречье Тертера и Каркарчая развивались магматические морфоструктуры - экструзивные и интрузивные купола и возвышенности.

Интенсивным инверсионным движениям подвергается осевая полоса Мартунинского синклинория, образуются горст-синклинальные хребты и гряды, плато. Морфоструктуры эти имели низкогорный облик.

Поверхности выравнивания, сформировавшиеся в олигоцене и миоцене в соответствии с характером проявления новейших движений, подвергаются сильной деформации.

Перестройка древней речной сети, начавшаяся еще раньше в центральной части М.Кавказа, охватила и его ЮВ часть. Продольные речные долины подвергались разрушению и отдельные их фрагменты, сливаясь с таковыми поперечными, превратились в их притоки.

В позднем плиоцене М.Кавказ испытывает относительное опускание. Происходящая трансгрессия приводит к

а

повышению общего базиса эрозии (уровня Каспия) и осложнению процессов вертикального расчленения рельефа. Периферия исследуемого региона подвергалась планации, началось формирование акчагыльской поверхности выравнивания (650-800 м). В позднем акчагыле несколько усиливаются тектонические движения и вулканизм. Рельеф приобретает контрастность, ыорфоструктуры интенсивно расчленяются. Такая тенденция развития рельефа продолжается и в апшеронском веке, когда горная территория подвергается поднятию и интенсивному расчленению. Однако следует отметить, что в раннем и среднем апшероне тектонические движения испытали некоторое ослабление и стабилизацию, что привело к планации рельефа и продолжению формирования (точнее, переформирования) 650-800 м-ой Нафталанской поверхности выравнивания. Развитые на СВ и ЮЗ склонах Карабахского хребта котловины были заполнены акчагыльскими и апшеронскими аллювиально-пролювиаль-но-делювиальными отложениями (мощностью 50-100 м и более), содержащими в большом количестве вулканический пирокластический материал. Анализ комплекса этих отложений показал, что СВ склон хребта отличался б.ольшой увлажненностью и- значительным коэффициентом речного стока, на что указывают хорошая окатанность и сортировка рыхлого материала и широкое развитие галечников, а на ЮЗ склоне, наоборот, господствовали аридные климатические условия,о .чем^сви--' детельствуют слабая окатанность, плохая сортировка, не выраженная отчетливо слоистость и частичная засоленность отложений. Такое различие в палеогеографических условиях склонов позволяет предполагать о наличии достаточных высот водораздельной полосы Карабахского хребта, достигшего в это время 2200-2500 м высоты.

Преобладание грубообломочных и крупнозернистых фаций в поздне-апшеронских отложениях говорит о том, что море в это время отступило, тектонические движения характеризовались интенсивностью и дифференцированностью проявления; морфосгруктуры, испытавшие еще большее поднятие, подвергались сильному расчленению.

В конце апшерона на фоне общесводового поднятия М.Кавказа тектонические движения приобретают резко дифференцированный характер. Речные долины, углубляясь, начинают формировать современный свой облик. Затухают процессы накопления аллювия во внутригорных котловинах.

Начиная с плейстоцена исследуемый регион полностью втягивается в общесводовое поднятие. Усиливается вертикальное расчленение, продукты размыва накапливаются при выходах рек на предгорные равнины. Количество и морфологические особенности конусов выноса,которые фиксировали здесь процессы осадконакопле-

ния, отражали характер проявления и ритмичность тектонических движений в зоне контакта гор и равнин. По ним и другим-показателям морфогенеза выявляются 4 фазы усиления поднятий (конец апшерона, баку, ранний хазар, поздний хазар - хвалынь).

Усиление тектонических движений и их дифференцированный характер проявления сопровождались вулканизмом на смежном Карабахском нагорье, который оказывал непосредственное влияние на формирование долин рр. Тертер и Акеры, в особенности в их верховьях.

Рост абсолютных высот и периодические похолодания привели к оледенению только в крайней СЗ части Мыхтекянского хребта и на Далидагском массиве, где высоты достигали более 3 ООО м. Масштабы оледенения, по сравнению с другими регионами М.Кавказа, были небольшими, что было обусловлено ограниченностью площади высокогорья.

Происходившие на фоне общесводового воздымания периодические усиления и ослабления тектонических процессов (т.н.малые ритмы) на исследуемой территории в плейстоцене пригели к образованию комплекса террас из 14 уровней.

Подытоживая, отметим, что современный рельеф исследуемого региона и всего М.Кавказа с его существующими вертикальными поясами формировался в новейшем тектоническом этапе, до плейстоцена. В плейстоцене же происходила выработка деталей этого рельефа и увеличение гипсометрии гор в пределах 300-500 м.

ВЫВОДЫ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ.В результате всестороннего анализа связи рельефа и его отдельных элементов с геологическим строением,истории развития рельефа, характера проявления новейших тектонических движений во времени и в пространстве, денудационных процессов морфогенеза и обусловленных ими форм рельефа, выявления периодов усиления денудации и планации рельефа, морфологии поверхностей выравнивания террас и др.форм рельефа пришли к следующим выводам:

1. Речные долины, как правило, заложившиеся по тектоническим разломам и разрывам, игравшим ведущую роль в проявлении новейших движений и формировании морфоструктур в новейшем тектоническом этапе, определяют общий геоморфологический облик региона.Поскольку проявления полезных ископаемых связаны с этими тектоническими разломами и разрывами, изучение долин имеет большое практическое значение.

2. Проведен анализ формирования древней и современной речных сетей и.определена их прямая связь с историей развития рельефа ЮВ части М.Кавказа. Если до новейшего тектонического этапа преобладали продольные речные долины, соответствующие первичному тектоническому рельефу, то начиная с неотектонич'еского этапа эти доли-

ны в результате резкого оживления поперечных разрывных нарушений и все усиливающихся дифференцированных блоковых движений, перестраиваясь, становятся поперечными в конце этапа, формируя совре- -менную сеть речных долин. Самую древнюю из сохранившихся в современных долинах террас мы принимаем позднеапшероиской, а самую молодую - голоценовой. Отмечается, что более древние террасы размыты за исключением отдельных их фрагментов, фиксирующихся на продольных участках долин, являщихся сохранившимися фрагментами древних долин. Образование террас нами допускается во всех периодах существования речных долин.

3. На исследуемой территории установлены древние долины палео-Тертера, палео-Тоурагачая, палео-Левчая, палео-Башлыбель-Хачин-чая, палео-Сейдишен-Гарова, палео-Доланлар-Джебраильчая. Возраст их определен путем увязки их с поверхностями выравнивания, а также анализа однонаправленных древних эрозионных ступеней,приводо-раздельных сквозных долин, террасовых уровней и галечных образований, на них.

4. Основываясь на анализе морфологических особенностей конусов выноса и гранулометрическом и литологическом составе слагающих их отложений, определены высоты горного рельефа территории в конце плиоцена и начале плейстоцена и ритмичность тектонических движений. Анализ конусов выноса рек показывает, что начиная с конца плиоцена рельеф ЮВ части М.Кавказа приобрел современные черты,

а тектонические процессы, нося ритмичный характер, испытали четыре фазы усиления поднятий (конец апшерона, баку, ранний хазар, поздний хазар-хвалынь).

5. Заполняющие котловины на СБ склоне Карабахского хребта отг-ложения отличаются хорошей окатанностью и сортировкой,слабой це- ■ ментизацией и■преобладанием в своем составе галечников, иногда крупных размеров. На ЮЗ склоне эти отложения, наоборот, характе- • ризуются слабой окатанностью, плохой сортировкой и очень слабой слоистостью, местами засоленностью. Крупного материала мало. Отложения крепко сцементированы. Сказанное показывает, что во время образования отложений СБ склон был более увлажненным, коэффициент речного стока был большим, а на ЮЗ склоне, наоборот, преобладали аридные климатические условия,речной сток был незначительным. Такое различие в палеогеографических условиях склонов говорит о достаточной высоте в позднем плиоцене- Карабахской горной системы, которая, по-видимому, достигала 2200-2500 м.

6. Анализируя процессы образования и развития поверхностей

выравнивания, видим, что они являются отражением процессов формирования рельефа КБ части М.Кавказа, истории его развития в отдельные периоды, а также характера тектонических движений.

Литофациальные особенности отложений, накопившихся в Кура-Араксинской депрессии и Предмалокавказском краевом прогибе и межгорных котловинах, и палеотектонические условия территории позволяют говорить о том, что в новейшем тектоническом этапе на исследуемой территории существовали благоприятные условия для формирования пяти поверхностей выравнивания: Нафталанской (650-800 м, ак-чагыл - апшерон (до позднего апшерона), Шушикендской (1000-1300 м, мэотис-понт), Богурханской (1400-1600 м, средний и поздний миоцен (до позднего сармата), Мыхтекянской (1900-2000 м, ранний миоцен), Агбабинской (2200-2300 м, олигоцен (до позднего олигоцена),

7. Образование тектоно-гравитационных оползней, развитых в истоках Тутхунчая, Шольвачая, Горчучая и Пчанисчая на Мыхтекянском хребте, а также в истоках Сеюдлючая, Буланныхсу, Агдаванчая (левые притоки р.Тертер) на Восточно-Севанском и Мровдагском хребтах, ошибочно принимаемых некоторыми авторами за ледниковые цирки и кары, мы связываем с блоковым оседанием и сползанием вдоль разломов • и разрывов мио-плиоценовых лавовых потоков и других более древних (меловых) водопроницаемых толщ, лежащих на глинисто-песчанистых и др. слабопроницаемых отложениях,

8. Современный рельеф ЮВ части М.Кавказа является отражением испытавших сложную историю развития различного типа морфоструктур.

На основе всестороннего анализа сеяз'и тектоники с рельефом выявлены основные стадии развития морфоструктур и роль эндо-экзо-генного фактора при их формировании.

Морфоструктуры по морфологии, особенностям формирования,связи их с современным структурным планом и древними геологическими структурами, степени подверженности новейшим тектоническим движениям и вулканизму, лиголого-структурным признакам и возрасту делятся на типы и другие таксономические единицы, что'нашло свое отражение в составленной классификации их.

Несмотря на древность заложения самых крупных морфоструктур, современный свой облик они приобрели в результате резко дифференцированных блоковых движений, происходивших в течение новейшего тектонического этапа, когда также.имело место образование и развитие более молодых морфоструктур.

По генетическим принципам выделяются четыре крупных типа морфоструктур: складчатые,складчато-глыбовые,дизъюнктивные (раз-

рывные) и магматические, (вулканичеокие) морфоструктуры. Внутри их, в свою очередь, по принципу геолого-геоморфологической обусловленности, морфологическим особенностям, характеру проявления в рельефе новейших тектонических движений, разрывной тектоники и 'вулканической деятельности выделяются более низкие морфогенетические.типы морфоструктур, которые расчленяются на частные морфоструктуры.

9. Анализ истории развития рельефа показывает,что хотя основания относительно крупных морфоструктур, образующих низкогорные хребты, гряды, грабен-синклинальные котловины и долины,.и были заложены до новейшего тектонического этапа, но становление современного структурного плана и формирование современного облика рельефа приходятся на новейший тектонический этап, явившийся переломным, этапом в геолого-геоморфологической истории развития территории.

По характеру проявления новейших тектонических движений и отражения их в становлении и развитии рельефа в неотекгоническом этапе выделяется пять эпох: олигоцен-ранний миоцен, средний - поздний миоцен, поздний сармат - ранний плиоцен (балаханский век),поздний плиоцен (акчагыл-апшерон) и плейстоцен.

Формирование и история развития образующих современный рельеф морфоструктур отражены в составленных нами, для пяти основных геохронологических срезов, палеогеоморфологических картах.

Основные результаты исследования опубликованы в следующих работах:

I. Морфоструктурные особенности юго-восточной оконечности М.Кавказа. Материалы ХП научной конференции ыолод.ученых ИГ АН Азерб.ССР,Баку,Элы,1981,с.55-59.

2. Главные черты рельефа и закономерности формирования речных долин и внутригорных котловин юго-восточной части М.Кавказа.Изв» .

АН Азерб.ССР,серия наук о Земле,№6,1985,с.103-109 (в соавторстве). |

3. Морфоструктурные условия развития речных долин М.Кавказа. Материалы У съезда Географического общества Азерб.ССР,Элм,Баку, 1985,0.63-65 (в соавторстве).

4. Морфоструктурные особенности Альпийских горных сооружений М.Кавказа на примере его юго-восточного окончания.Изв.- АН Азерб. ССР,сер.наук о Земле,ЦЗ.Изд.Элы,1988,с.19-25 (в соавторстве).

5. Палеогеоморф алогический аспект и сравнительная характеристика внутригорных котловин Карабахской горной системы. Материалы У1 съезда Географического общества Азерб.ССР. Баку, Элм, 1990,

с.76-77.