авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 5 |

«2 © ВИКТОР ГРЕБЕНЩИКОВ 2013 © VICTOR GREBENCICOV 2013 3 СОДЕРЖАНИЕ АННОТАЦИИ (на румынском, русском, ...»

-- [ Страница 2 ] --

Дальнейшие электроразведочные работы здесь проводятся только методами ЗСП геофизиками треста «Днепрогеология». Результирующие карты, построенные по данным ЗСП, отражают поверхность размыва палеозоя и кровлю карбонатной толщи нижнего карбона. Были оконтурены образования эффузивного комплекса и выявлена его связь с разломами. Сейсмическими методами изучение глубинного строения ПДСП начато в 1964г. трестом «Днепрогеофизика». По профилям КМПВ, пересекающим территорию в субширотном и субмередианальном направлениях, выделены в осадочных образованиях чехла преломляющие границы большой протяженности, отмечены зоны тектонических нарушений. На основе этих работ было уточнено представление о глубинном строении региона. Выделен ряд структур более мелкого порядка – Саратско-Тузловский и Алуатский грабены, разделенные Ореховско-Суворовским поперечным поднятием, а также многие локальные антиклинальные структуры [47].

Многие годы в пределах региона проводились исследования по изучению строения земной коры методами ГСЗ. В результате интерпретации полученных данных выделены крупные структурные элементы в пределах ПДСП и разрывные нарушения ограничивающие ее. Эти данные (В.Б. Соллогуб, 1958;

А.В. Чекунов, 1980;

В.Б. Соллогуб, А.В. Чекунов, О.М. Харитонов, 1980;

В.Б. Соллогуб, А.В.

Чекунов, Ю.К. Щукин, 1980;

В.Б. Соллогуб, М.А. Бородулин, Н.В. Соллогуб, 1981;

В.Б. Соллогуб, А.В. Чекунов, Н.В. Соллогуб, 1983 и др.) позволили по новому интерпретировать историю развития земной коры и выделить главные этапы ее формирования, а также установить динамику развития глубинных разломов и определить их роль в осадконакоплении на протяжении всей истории геологического развития региона [159;

160].

С 1979 по 1985 гг. проводились исследования по теме: « Изучение закономерностей формирования геологической структуры и истории тектонического развития ДПМ» (В.Т. Воловик и др., 1985). В результате проведенных исследований установлены закономерности формирования геологической структуры ДПМ [47].

Эти и ряд других работ легли в основу последующих исследований направленных на изучение стуктурно-геологических особенностей юга ДПМ на базе геофизических методов.

1.2.3. Геоморфологическая изученность В истории изучения рельефа территории юга ДПМ, как и в целом территории междуречья можно выделить несколько периодов: до 1812 г., с 1812 по 1918 гг., с 1918 по 1945, и с 1945 г. по настоящее время [58, с. 9-12].

Первые представления о рельефе Днестровско-Прутского междуречья встречаются в работах античных авторов.

Наиболее полные сведения о природе и хозяйстве Молдовы раннего периода содержатся в труде Дмитрия Кантемира «Описание Молдавии» (1715). На представленной карте Д. Кантемира четко нанесены гидрографическая сеть, включая малые реки, показаны холмистые районы, леса.

В 1812 г. изучаются военно-топографические условия территории. Наиболее интересны в этот период работы П.П. Свиньина (1816), Э.И. Эйхвальда (1827), А.А. Милютина, А. Шмидта, А.И. Защука (1862), А.Ю. Гросул-Толстого (1856).

Последняя четверть XIX века ознаменовалась фундаментальными исследованиями природных условий юго-запада России В.В. Докучаевым.

В начале XX века продолжаются географические исследования Бессарабии. К этому времени относятся работы Ф.С. Поручика (1916), Н.К. Могилянского (1912), Л.С. Берга (1918) [58, с. 9].

В 1918г. Ф.С. Поручик составляет схему геоморфологического районирования Бессарабии. На левобережье Днестра в это же время работают Р.Р.

Выржиковский, Л.Ф. Лунгерсгаузен. В их трудах приводится детальная характеристика геоморфологических особенностей долины Днестра, устанавливается номенклатура террас Днестра. В этот период была составлена первая геоморфологическая карта Украины, включая левобережье Днестра.

С 1945 г. начинается комплексное изучение геоморфологических особенностей Днестровско-Прутского междуречья.

В 1947 г. выходит работа В.Г. Бондарчука «Геологическое строение УССР» с геоморфологической картой, на которой Бессарабия названа Бессарабским неогеновым плато.

А.Ф. Гужевая, А.Г. Доскач и др. (1947) рассматривают Бессарабию в составе Азово-Подольской возвышенности.

И.М. Сухов (1950) с позиций блоковой тектоники подразделяет Бессарабию на три области: северную, центральную и южную. Каждая область подразделена на более мелкие геоморфологические единицы [58, с. 10].

В 50-х годах геоморфологические исследования получают дальнейшее развитие. Геоморфологическое районирование Молдавии или ее отдельных частей изложено в работах В.Н. Вериной и В.М. Яковлевой (1955), Г.В. Обидиентовой (1955), Л.Г. Каманина (1943), П.К. Замория (1958).

В 1959 г. В.Г. Бондарчуком было произведено геоморфологическое районирование УССР и МССР.

Связь рельефа с тектоническим строением подчеркивается в работах К.И.

Геренчука (1960) и других.

С 60-х годов геоморфологические исследования входят составной частью в геологосъемочные работы масштаба 1: 200000, а с 1969 г. в комплексные крупномасштабные геологосъемочные работы для целей мелиорации. В это время создаются полистные геоморфологические карты масштаба 1: 200000 для всей территории Молдавии и масштаба 1: 50000 для большей части республики.

К этому времени относятся работы С.Т. Взнуздаева (1963), А.А. Арапова и К.Н. Нигодаева-Никонова (1964), Г.М. Билинкиса (1971, 1976), Н.А. Бобок (1969), И.Д. Волощука и А.А. Джемелинского (1975), П.Ф. Гожика (1964, 1966), К.Н.

Нигодаева-Никонова и Н.В. Яновского (1969), С.С. Орлова и Т.И. Устиновой (1969), В.П. Покатилова (1974, 1979) и др.

В этих работах формирование рельефа, развитие рельефообразующих процессов и геоморфологическое районирование рассматриваются в тесной связи с геологическим строением, тектоникой, характером и интенсивностью современных тектонических движений [58, с. 11].

В 1978г. опубликована монография «Геоморфология Молдавии», в которой обобщен обширный материал предыдущих исследований [30].

В 1980 г. издана «Геоморфологическая карта Украинской и Молдавской ССР», масштаба 1: 1000000 [59].

В 1988 г. опубликована «Геоморфологическая карта Молдавской ССР» и объяснительная записка к ней в масштабе 1: 200000, которые отличаются детальностью и содержат большой объем информации о рельефе республики.

Особо следует отметить ряд научных работ и картографических изданий последнего десятилетия, посвященных геоморфологическим особенностям территории Молдовы [1;

2;

3, с. 11-24;

6;

7;

8;

11, с. 12,14,15;

14].

Г.М. Билинкис в 2004г. опубликовал монографию «Геодинамика крайнего юго-запада Восточно-Европейской платформы в эпоху морфогенеза», в которой рассматриваются особенности и специфика развития краевой части платформы в эпоху морфогенеза [28].

В 2006 году вышел в свет комплект карт геоморфологического содержания разработанный в лаборатории динамической геоморфологии Института Экологии и Географии АН Молдовы, под руководством д.г-м.н. Г.Н. Сыродоева:

геоморфологическая (Приложение 1) [6];

единицы рельефа;

влияние геолого геоморфологических процессов на формирование рельефа (Приложение 2) [14];

частота распространения оврагов;

частота распространения оползней и ряд других карт. Все карты высокоинформативны и выполнены на высоком научно техническом уровне.

1.2.4. Эволюция взглядов на кольцевые структуры и линеаменты Днестровско-Прутского междуречья На территории Днестровско-Прутского междуречья кольцевые структуры ранее 1985г. не выделялись.

Хотя, еще в 1978 г. О.Б. Гинтов, на основе анализа сводных карт аномального и магнитного полей Украины и Молдавии, выделил Северо-Украинскую и Южно Украинскую кольцевые структуры, которые им были названы тектоноконцентры [61, с.

18]. На территории междуречья Днестр-Прут расположен только Южно-Украинский концентр, а Северо-Украинский лишь самой южной частью прослеживается по левобережным притокам р. Днестра в пределах: г. Могилев-Подольский – г. Каменка.

(Приложение 3) [61, с. 20].

В 1985 году в результате дешифрования космических снимков В.Г. Воловиком впервые была составлена карта кольцевых структур и линеаментов Днестровско Прутского междуречья (Приложение 4) [47, с. 231]. Однако эти структурные элементы не были изучены, и не был выяснен их генезис.

В том же 1985 году И.Т. Чебан, И.А. Монид, Н.Л. Иванова представили отчет по теме: «Геолого-генетическое изучение железисто-кремнистых и других железорудных формаций Украинского кристаллического щита и его склонов (территория МССР). К отчету прилагается космотектоническая карта ДПМ масштаба 1:500000, на которой отражены линейные и кольцевые структуры. Кольцевые структуры на космоснимках интерпретируются, как массивы магматических пород, блоковые и купольные структуры в фундаменте [177].

В 1988 году Мингео СССР была выпущена "Карта разрывных нарушений и основных зон линеаментов юго-запада СССР", масштаба 1:1000000 (лист 3) [101]. Однако на ней кольцевые структуры на территории междуречья не отражены.

В 1994 году В.Н. Ткач и др. представили отчет о научно-исследовательской работе по теме: «Организация и проведение инженерно-геологических исследований в пределах (Молдавского) опытно-методического полигона аэрокосмического мониторинга геологической среды» [168].

Отчет включает результаты инженерно-геологических исследований по территории Молдовы и сопредельных регионов с привлечением материалов дистанционного зондирования Земли (аэро- и космоснимков).

По результатам исследований в пределах ДПМ выделены кольцевые структуры и линеаменты. Авторы отмечают: « …что природа космолинеаментов и кольцевых структур приведена в крайне общих чертах» [168, с. 163].

В 2000, 2008 и 2009 годах В.П. Гребенщиковым были опубликованы статьи, в которых рассмотрены кольцевые структуры [71;

77;

79].

Основные закономерности пространственно - линейных, кольцевых и складчатых структур приведены на Космогеологической карте СССР, масштаба 1: 2.500.000 [111].

Более детально зоны линеаментов Восточно-Европейской платформы и её обрамления, куда вошла и территория Днестровско-Прутского междуречья, представлены в работах [40;

41;

104, с. 21-25].

При выделении линеаментов на территории Днестровско-Прутского междуречья и прилегающих регионов Украины, отразился противоречивый подход к понятию «линеамент». Под «линеаментами» понимают самые различные по генезису образования.

Так, повидимому, впервые понятие «линеамент» в геологической практике изучения территории ДПМ было употреблено В. Т. Воловиком и др. [47, с. 231].

На основании дешифрирования космических снимков и наземных геологических исследований В. Т. Воловиком и др. выделены разрывные нарушения (Приложение 5) [47, с 197-198]. Ими предложена классификация разрывных нарушений, где независимо от их проявления в глубину земной коры, времени заложения, ширины и протяжённости зон дислокаций, все они отнесены к понятию «линеамент». По этому же пути пошли В.Н.

Ткач и др., которые к «линеаментам» отнесли все разрывные нарушения [168, с.84-148].

Совершенно другой подход к выделению линеаментов, в том числе и на территории Днестровско-Прутского междуречья, предложен при составлении: «Тектоническая карта нефтегазоносных областей юго-запада СССР» масштаба 1 : 500.000 [53, с. 23-27, 75-77].

Термин «линеамент» авторами употребляется для обозначения линейных космофотоаномалий или их сочетаний в виде разобщенных линий близкого простирания или значительном превышении длины над шириной, выделенных при дешифрировании космических снимков. Так же отмечено, что в прослеживании зон линеаментов обращает на себя внимание «сквозной» характер.

Они следуют почти непрерывно в смежных орогенных и платформенных областях, независимо от мощности осадочного чехла на участках, где фундамент практически выходит на дневную поверхность (Украинский щит) и где он перекрыт мощной толщей осадочных отложений (Днестровско-Прутское междуречье, Днепровско-Донецкая впадина). Эта особенность региональных зон линеаментов позволяет предполагать единство причинно-следственных связей и их проявление в различных геоструктурных условиях. На карте (эскизе), представленной в работе Я.Г. Кац и др., выделена Мраморноморско-Ладожская линеаментная зона субмеридионального простирания, которая вписывается в ограничения высокоградиентной зоны гравитационного поля [104, с. 24-25].

Исследования по изучению кольцевых структур и линеаментов ДПМ в настоящее время ведутся в Институте Геологии и сейсмологии АН РМ, а так же в ПГУ им. Т.Г. Шевченко [77,79].

Вот этими работами и ограничены данные о кольцевых структурах территории ДПМ.

1.3. Материал и методы исследования Объектом исследования диссертационной работы является литогенная основа территории юга Днестровско-Прутского междуречья.

При выполнении работы был использован следующий комплекс методов исследования: геологические, геоморфологические, картографические методы, структурный анализ и метод геолого-геоморфологического и ландшафтного дешифрирования космических изображений.

При выполнении работы мы в основном использовали космические снимки различных уровней генерализации, полученные в рамках программы Landsat.

В основе диссертационной работы лежат данные, собранные на протяжении лет (2000-2012 гг.) и опыт, накопленный автором при дешифрировании космических снимков.

При подготовке работы автором было обработано большое количество опубликованной и фондовой литературы, в которой отражены особенности геолого геоморфологического строения территории юга ДПМ.

1.3.1. Методы выявления и изучения кольцевых структур и линеаментов Кольцевые структуры выявляются различными методами: геологической съемкой и полевыми наблюдениями, анализом строения рельефа (гипсометрических карт), изучением геофизических (гравитационных, магнитометрических, сейсмических) карт и других материалов [55;

91, с. 12-24].

Наиболее эффективным методом их обнаружения служат аэрокосмические снимки.

На этих снимках кольцевые структуры отражаются в виде концентрических и радиально расположенных элементов изображения, обусловленных изменением высоты и расчлененности рельефа, характера растительности, цвета, прочности и увлажненности слагающих поверхность горных пород [187].

Выявленные кольцевые фотоаномалии подлежат в дальнейшем геоморфологической и геологической интерпретации.

Изучение кольцевых структур по космическим снимкам проводится в рамках комплексного исследования геологического строения Земли в целом и её отдельных территорий из космоса [79;

91, с. 13-14;

103, с. 24-25;

109, с. 230-231].

Изучение геологического строения Земли из космоса – получение и обработка геологической и геофизической информации с автоматических космических аппаратов, искусственных спутников Земли, пилотируемых космических кораблей, орбитальных станций и использование этой информации для познания закономерностей строения и развития Земли, поисков полезных ископаемых, изучение глобальных и региональных геологических структур, геологического картирования, изучения современных физико геологических процессов и других целей [91, с. 7-11;

121;

128;

129].

Съемка из космоса производится с пилотируемых космических кораблей и автоматических станций на высотах от 150 до 1000 км с околоземных орбит и на значительно более удаленных расстояниях с космических кораблей и аппаратов, предназначенных для изучения других планет [182, с.57-58].

Изучение геологического строения Земли из космоса включает геологическое и геоморфологическое дешифрирование космических снимков, обработку материалов инфракрасных, микроволновых, радиотепловых, радарных, магнитометрических видов съемки, а также визуальные наблюдения Земли с ПКА и орбитальных станций [132, с.

13-15].

Дешифрирование космических снимков – это процесс распознавания: объектов, их свойств, взаимосвязей по их изображениям на снимке. Это и метод изучения и исследования объектов, явлений и процессов на земной поверхности, который заключается в распознавании объектов по их признакам, определении характеристик, установлении взаимосвязей с другими объектами.

Дешифрирование космических снимков производится визуально по контактным и увеличенным снимкам и инструментальным способом. Уникальной особенностью космических снимков является возможность охвата всего явления в целом, что позволяет производить обобщение геологических данных на объективной основе. Космические снимки обладают эффектом “просвечивания”, позволяющим “видеть” структуры, погребенные под мощным слоем рыхлых осадков. Дальнейшее развитие дешифрирования космических снимков для целей геологии предусматривает комплексный подход, основанный на связях явлений и процессов, происходящих в атмосфере, гидросфере, литосфере [79;

132, с.208-211].

Методика использования космической фотоинформации и топографических карт при составлении карт (карт- схем) направленных на изучение структурно-геологических особенностей отдельных территорий, состоит в осуществлении визуально инструментального, а в большинстве случаев визуального тематического дешифрирования снимков, и в последующем переносе контуров выделенных объектов на карту (карту- схему) [169, с. 66-69].

При работе с космическими снимками территории Днестровско-Прутского междуречья нами использован метод визуального дешифрирования, в рамках которого производились следующие операции:

1. Привязка космических снимков к координатам местности на поверхности Земли.

2. Оконтуривание гидрографической и овражно - балочной систем (постоянные, временные водотоки, балки и овраги).

На космоснимках гидрографическая и овражно- балочная сеть выделяется по характерному рисунку.

3. Перенос на карту (карту- схему) отдешифрированных природных контуров (элементов и компонентов ландшафта), которую они занимают в натуре (на местности).

4. Выявление рисунка (конфигурации) гидрографической и овражно- балочной сети.

5. Выявление рисунка (конфигурации) геологической сети (кольцевые, полукольцевые и линейные структуры).

При выполнении работы мы в основном использовали космические снимки различных уровней генерализации, полученные в рамках программы Landsat [100;

106, с. 53;

107, с. 50-51;

132, с. 90-94;

158].

Известно, что для обработки спутниковых изображений нужны соответствующие ГИС-пакеты - RSI ENVI, ERDAS Imagine, ESRI Image Analysis. Однако подготовить снимок к ГИС-работе, сделать его наглядным для дешифрирования, например, или для оформления окончательных материалов, несложно и с помощью многофункционального графического редактора Adobe Photoshop, который мы использовали для работы с космическими снимками.

При работе в Photoshop с космическими снимками вполне возможно соблюсти все требования ГИС - отсутствие значительных потерь изображения, сохранение геопривязки, разрешения и адекватности первичному материалу.

Кольцевые структуры в рельефе выражены дугообразно изогнутыми или замкнутыми фрагментами морфологических элементов и являются отражением эндогенных и экзогенных факторов. Выявление кольцевых структур возможно и по топографическим картам различного масштаба.

Установленные по топографическим картам кольцевые и радиально-концентрические структуры почти без исключений дешифрируются на космических снимках [38, с. 14].

Свойство рельефа прямо или косвенно отражать особенности геологического строения хорошо известно и принимается во внимание при выделении структурных, структурно-денудационных, метаморфных геоморфологических категорий, а так же эндогенных и эндогенно-предопределенных форм. Рисовка горизонталей рельефа, центробежное или центростремительное расположение долин и водотоков могут служить косвенными признаками наличия кольцевых структур.

Выявленная по топографическим картам та или иная форма рельефа, морфологически тождественная кольцевому объекту – изометричной формы плато, впадине, поднятию, радиально-концентрической гидросети и т.д. в дальнейшем должна тщательно анализироваться с помощью всех доступных геолого-геофизических материалов, с целью установления ее генетических особенностей, т.е. происхождения.

Анализ различных геофизических карт – один из важнейших методов при выделении и изучении кольцевых структур земной коры. Особенно ценную информацию содержат карты гравитационного и магнитного полей Земли, а также карты глубинного сейсмического зондирования [61, с. 19-29].

Эти особенности рельефа позволяют решать задачи, дающие возможность по характерным геолого-геоморфологическим показателям поверхности литосферы судить об особенностях глубинного строения. Рельеф отражает не только связи с крупными тектоническими структурами, но и со структурами низкого таксономического ранга, отражающими частные соотношения с эндогенными процессами и связанными с ними экзогенными процессами [124, с. 6-4;

136, с. 114;

142, с. 140-141].

Разнообразную и существенную информацию о тектоническом строении получают при исследовании неогеоморфологических подразделений, таких как рисунок (система) гидросети, ландшафты и др. [120]. Замечательная способность водотоков нащупывать ослабленные зоны на поверхности земной коры, реагировать на ее различные деформации, на изменение вещественного состава и других особенностей горных пород помогает выявить как явные, так и замаскированные черты геологического строения [161, с. 29]. По характеру развития водных артерий можно судить о разломах и системах трещиноватости. Так как эти сведения получают непосредственно по топокартам и космофотоматериалам, то они доступны, достоверны и дают полную характеристику.

Основное внимание при изучении плана гидросети уделяется совокупности участков водотоков (безотносительно их порядковости), образующих радиально концентрический, радиальный или концентрический узор.

Этот метод информации надёжен при исследовании как равнинных, так и горных территорий.

Распределение водотоков нередко идеально повторяет контуры ослабленных зон картируемых элементов кольцевых структур, что позволяет выделить обобщенные контуры отдельных структурных форм или их фрагменты [145]. Исследование деталей распределения речных артерий и водотоков в пределах кольцевых структур помогло установить их устойчивые топологические сочетания для различных морфологических групп (Приложение 6) [125, с. 7]. Последующие этапы исследований, связанные с уточнением классификаций принадлежности, установлением их связи с глубинными неоднородностями по геолого-геофизическим данным.

Строение кольцевых структур отражается в магнитном и гравитационном полях Земли. В аномальном магнитном поле Земли кольцевые структуры выражаются кольцевыми зональностями, главной особенностью которых является концентрическое расположение одной или нескольких полос положительных значений (ДТ)а, Za, огибающих изометричный участок отрицательного магнитного поля. Кольцевые зональности магнитного поля находят отражение и в гравитационном поле.

При поиске и выделении линеаментов, а так же и при их интерпретации применялись качественные и количественные методы. Комплексные методы интерпретации линеаментов заключаются в прямом и пространственном сопоставлении схем линеаментов, полученных методом дешифрировании космоснимков с известными схемами геофизических, геохимических, сейсмических и других полей, с картами геологического и геофизического содержания, а так же с разрезами земной коры [18;

19;

33;

34;

69;

97;

138;

179;

181;

190].

1.4. Выводы к первой главе Первая глава диссертационной работы содержит детальный анализ отчетных материалов, научных публикаций и синтез накопленных знаний в исследуемой области.

Приведен район проведения исследования. С учетом специфики объекта исследования в истории изученности проблемы выделено три основных направления:

геологическая, геофизическая и геоморфологическая изученность.

Особое внимание уделено вопросам, касающимся эволюции взглядов на кольцевые структуры и линеаменты Днестровско-Прутского междуречья.

Детальный анализ многочисленных материалов показал, что юг Днестровско Прутского междуречья, несмотря на огромный объем геологоразведочных и геофизических работ произведенных с целью поисков и разведки полезных ископаемых, в первую очередь, нефти и природного газа, естественных структур для хранения газа, остается недостаточно изученным в отношении геологического и особенно тектонического строения. В настоящее время у геологов нет единой точки зрения на тектоническое строение, происхождение, время заложения и эволюцию отдельных тектонических элементов этого региона. Это обстоятельство во многом определило актуальность и значимость данной диссертационной работы.

2. ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ И ПОВЕРХНОСТНЫХ СТРУКТУР ЗЕМНОЙ КОРЫ ДНЕСТРОВСКО-ПРУТСКОГО МЕЖДУРЕЧЬЯ 2.1. Геолого-тектоническое строение Днестровско-Прутского междуречья В геологическом отношении ДПМ представляет собой моноклиналь плавно погружающуюся к югу и юго-западу, в строении которой принимают участие образования архейской, протерозойской, палеозойской, мезозойской и кайнозойской групп. Архей и нижний протерозой представлены метаморфизованными осадочными, вулканогенными и ультраметаморфическими породами, магматическими интрузивными и метасоматическими образованиями [56, с. 33].

В тектоническом плане ДПМ подразделяется на два крупных блока земной коры: юго западное окончание ВЕП с древним и ПДСП с молодым фундаментом, которые сочленяются по зоне глубинного разлома, простирающегося с северо-запада на юго-восток по линии Леово – Комрат – Плахтеевка – Белгород-Днестровский (рис. 2.1) [149, с. 9], (рис.

2.2) [50], (Приложение 7) [50].

Этот разлом выделяется и трассируется по данным глубокого бурения и геофизических исследований, а также дешифрирования материалов космических съемок.

Скважины Р-110 (Яргора) и Р-19 (Ферапонтьевка), пробуренные к северу от разлома Леово – Комрат – Плахтеевка – Белгород-Днестровский, на глубинах 2100 - 2200 м вскрыли гранито-гнейсовые породы древнего архейского фундамента, которые с перерывом перекрываются горизонтально залегающими терригенными и карбонатными отложениями чехла допалеозойского и палеозойского возраста.

Аналогичная картина наблюдается и у сел Ферапонтьевка и Мирное [50]. Южнее разлома, у села Тигеч, скв. Р-26 непосредственно под юрскими образованиями вскрыла фаунистически датированные глубоководные осадки нижнего девона мощностью 1100 – м, которые к северу от названного разлома отсутствуют. Они представлены аргиллитами, алевролитами, мелкозернистыми полимиктовыми песчаниками, мергелями и известняками темно-серого и серого цвета. Подстилаются нижнедевонские отложения слабометаморфизованными, сильно нарушенными породами верхнего венда, которые вскрываются на глубинах 1800 – 1900 м, а породы молодого (эпибайкальского) фундамента залегают на глубинах 4200 – 4350 м [50]. Следовательно, у зоны глубинного разлома разница в гипсометрии (амплитуда) между кровлей разновозростных (эпикарельского и эпибайкальского) фундаментов составляет более 2 км. К югу от разлома наблюдается резкое увеличение мощности венда и наращивание разрезов палеозоя более молодыми подразделениями девона, карбона, перми.

Рис. 2.1. Структурная схема по поверхности фундамента [149].

•1032 - абсолютная отметка поверхности фундамента;

- - - - зона сочленения Восточно-Европейской платформы с Придобруджинской системой прогибаний;

--- - разломы древнего заложения;

3000 изогипсы поверхности фундамента.

Рис. 2.2. Схема тектонического районирования Днестровско-Прутского междуречья [50].

Границы структурных элементов: 1– первого порядка (юго-западная граница ВЕП);

2– второго порядка (Украинского щита, Молдавской плиты, Южно-Украинской моноклинали);

третьего порядка: 3 – Котовской силурийской впадины;

4 – Молдавской юрской впадины;

четвертого порядка: 5 – Ореховско-Суворовского горста (I);

6 – Нижнепрутского горста (II);

7 – Болградско - Вилковского выступа (III);

грабенов: 8 – Алуатского (IV), 9 – Саратско-Тузловского (V), 10 – Нижнедунайского грабена (VI), 11 – Килийского(VII).

Разлом Леово – Комрат – Плахтеевка – Белгород-Днестровский является несомненным продолжением на юго-восток тектонической линии Тейссейра – Торнквиста [50].

Согласно схемы тектонического районирования на территории ДПМ выделяются следующие структуры (рис. 2.2) [50]: первого порядка – ВЕП;

второго порядка – Украинский щит (УЩ), Молдавская плита (МП);

третьего порядка – Котовская силурийская впадина, Молдавская юрская впадина.

В объяснительнительной записке к геологической карте Молдавской ССР, масштаба 1:200 000, 1988 г. в эту схему внесена Причерноморская мел-палеогеновая впадина, как структура третьего порядка. Структуры четвертого порядка – Ореховско-Суворовский и Нижнепрутский горсты, Боградско-Вилковский выступ и Алуатский, Саратско-Тузловский, Нижнедунайский и Килийский грабены.

Все структуры четвертого порядка представляют собой элементы ПДСП, которую можно рассматривать как структуру второго порядка.

К структурам пятого порядка относятся мелкие локальные поднятия и антиклинальные складки [50;

56, с. 20-21].

Большая часть территории междуречья Днестр – Прут расположена на юго-западной окраине ВЕП, в зоне ее сочленения со складчатыми сооружениями Северной Добруджи и Восточных Карпат.

Это обусловило высокую тектоническую мобильность региона на всех этапах его геологической эволюции и сложное геологическое строение, отличающееся накоплением мощных толщ осадочных пород [94].

Среди них присутствуют отложения практически всех стратиграфических подразделений, сложенных осадочными и магматическими породами, осложненными пликативными и разломными тектоническими структурами [57, с. 26].

В пределах ВЕП выделяются две структуры второго порядка: УЩ и МП.

УЩ подразделяется на ряд мегаблоков. Разрывная тектоника в юго-западной части УЩ обусловлена двумя региональными разломами субмеридионального простирания:

Немировско-Воронковским и Фрунзовско-Арцизским и северо-западного простирания – Подольско-Днестровским, по которому проводится граница между УЩ и МП [56, с. 21-22].

В.Г. Воловик с соавторами рассматривают УЩ и его склоны как единую геологическую структуру, отделенную от смежных структур юго-запада ВЕП системой краевых сбросов [47, с.142].

Молдавская плита занимает большую часть ДПМ. В строении МП выделяется два структурных этажа: нижний – фундамент и верхний – осадочный чехол.

Архей-протерозойский фундамент ВЕП в пределах ДПМ, обнаженный на узком участке в районе г. Сорока - с. Косоуцы, погружается к юго-западу под более молодые геологические формации. Древний фундамент, как указано ранее, распространяется до линии Леово – Комрат – Плахтеевка – Белгород-Днестровский (рис. 2.1).

Архей-протерозойский фундамент погружается с северо-востока на юго-запад с абсолютных отметок 30-40 м (с. Косоуцы) до 1988 м (скв. 111, Яргора) [47, с. 20;

50;

56, с. 24-25;

57, с.238-240].

Далее он плавно погружается на юго-запад и юг с градиентом 8-10 м/км, примерно до широты г. Хынчешть.

Южнее погружение докембрийского фундамента резко возрастает, как за счет увеличения наклона его поверхности, так и за счет серии субширотных разломов. При этом средний градиент погружения в краевой части древней платформы составляет 60 м/км.

В состав кристаллического фундамента Днестровско-Прутского междуречья входят изверженные и метаморфические породы. В петрографическом отношении кристаллический фундамент представлен: различного типа граниты, габбро, гнейсы, кварциты, гранулиты, метаморфические сланцы и др. Абсолютный возраст этих пород по изотопному калий-аргоновому методу составляет примерно от 1,3 до 5,5 млрд. лет.

Поверхность пород фундамента сильно эродирована и на ней с перерывом залегают породы осадочного чехла [56, с. 22-24;

57, с. 26, 35;

149, с.8].

МП в пределах юго-западной окраины ВЕП на протяжении всей посторогенной стадии развития неоднократно испытывала медленные положительные и отрицательные движения, которые контролировали формирование осадочного чехла [94].

В пределах МП выделяются разновозрастные локальные структуры и области распространения доминирующих по мощности разновозрастных структурно-формационных комплексов платформенного чехла [50].

Под структурно-формационным комплексом понимают характерные группы или ассоциации формаций осадочных или вулканогенных пород, образующихся в особых типах геологических структур при определенном тектоническом режиме и специфических физико географических условиях и в следствие этого характеризующиеся своеобразным составом отложений и особенностями складчатых форм. Структурно-формационные комплексы отделены друг от друга, как правило, значительными региональными несогласиями [47, с. 50].

Отложения позднепротерозойского структурно-формационного комплекса на МП занимают полосу шириной 8-10 км, простирающуюся с северо-запада на юго-восток, вдоль течения р. Днестр от с. Романковцы до г. Каменка. Породы этого комплекса залегают с перерывом на образованиях кристаллического фундамента ВЕП и представлены вулканитами (мощностью 20-36 м) каменской свиты (диабазы, спилиты и сопровождающие их туфы), рифейский возраст которых – 900 млн. лет.

Отложения вендско-раннекембрийского структурно-формационного комплекса в пределах МП с крупным стратиграфическим перерывом и угловым несогласием залегают местами на породах докембрийского кристаллического фундамента или позднепротерозойского структурно-формационного комплекса.

Наиболее древними породами осадочного чехла МП, залегающими на фундаменте, являются терригенные образования вендского возраста. Они представлены в нижней части песчаниками, сменяющимися алевролитами, аргиллитами и туффитами. Завершает разрез вендских образований толща красноцветных грубозернистых песчаников. Не исключено, что в составе этих красноцветно-пестроцветных образований могут присутствовать и отложения кембрийского возраста. Мощность вендско-кембрийских образований колеблется в широких пределах и увеличивается в юго-западном направлении. В районе гг. Сороки-Атаки она составляет 50 -70 м, г. Кишиневе – 410 м, на юго-западном крае МП – 900 м.

После накопления осадков вендско-раннекембрийского структурно-формационного комплекса и вплоть до позднего ордовика, вся территория ДПМ представляла собой континентальную сушу. По этой причине на территории МП отложения позднеордовикско раннедевонского структурно-формационного комплекса начали накапливаться в карадокском веке. Позднеордовикско - раннедевонский структурно-формационный комплекс широко распространен в пределах МП. Он залегает с крупным перерывом на вендском комплексе и представлен терригенно-карбонатными отложениями мощностью до 550 м. В пределах среднеордовикско - раннедевонского структурно-формационного комплекса широким распространением пользуется силур-нижнедевонский комплекс осадочных образований.

В литологическом отношении они представлены известняками, доломитами, доломитизированными известняками. Мощность пород силур-нижнедевонского комплекса колеблется от 160 м на южном и северном краях седиментационного бассейна до 520 м в осевой его части.

В структурном отношении силурийско-нижнедевонские породы образуют Котовскую платформенную депрессию, имеющую северо-западное простирание. Крылья впадины пологие, что подтверждается постепенным увеличением мощностей силура [47, с. 72-76;

50;

56, с. 212-231;

57, с. 27-34;

149, с.8-10].

Максимальные мощности силурийских отложений приурочены к осевой части впадины и составляют 370 м (г.Унгень), 520 м (г.Хынчешть) и 400 м (г.Кэушень) [47, с.73, 146]. На МП отложения верхов нижнего девона, а также весь комплекс средне верхнедевонских образований отсутствует [50].

Начиная со второй половины нижнего девона и до средней юры, в пределах МП осадконакопление не присходило [56, с.26].

Среднеюрско-раннемеловой структурно-формационный комплекс связан с формированием Молдавской юрской впадины [56, с.26]. Отложения средне- и позднеюрского времени представлены аргиллитами, алевролитами, песчаниками, известняками, а отложения раннемелового времени: глинами, песчаниками, песками, алевролитами и прослоями известняков [57, с.29].

Позднемеловой-палеогеновый структурно-формационный комплекс сформирован сеноманской трансгрессией моря, которая перекрыла почти всю территорию ДПМ, за исключением крайнего юго-запада. Он представлен глинистыми известняками, мергелями, писчим мелом, мелоподобными и кремнеземистыми известняками, трепелово кремнистыми породами, глауконитовыми песками. Максимальная мощность комплекса достигает 800 м на юго-востоке территории.

Миоценовый структурно-формационный комплекс представлен морскими, континентальными и переходными отложениями: известняками, мергелями, глинами, песками и песчаниками мощностью 450-500 м. Формирование комплекса тесно связано с неотектонической активностью Карпатского орогена.

Плиоценово-антропогеновый структурно-формационный комплекс сформировался в континентальных условиях.

Он представлен аллювиальными (конгломераты, галечники, гравий, пески, алевриты, глины) и субаэральными (супеси, суглинки, глины, ископаемые почвы) отложеними, слагающими, главным образом, надпойменные террасы рек Днестр, Прут, Дунай и их притоков. Мощность этих отложений 0-25 м на севере, 70-75 м на юго-западе территории.

В осадочном чехле МП широко распространены мелкие локальные структуры и тектонические нарушения, которые носят унаследованный характер и являются отражением рельефа фундамента или донеогеновых отложений [56, с.27].

Как указано ранее, к югу от глубинного разлома, простирающегося по линии Леово – Комрат – Плахтеевка – Белгород-Днестровский, расположена структура второго порядка – Придобруджинская система прогибаний [50].

Под ПДСП подразумевается тектоническая структура, претерпевшая на протяжении геологической истории разные тектонические режимы от типично геосинклинальных через рифтогенез или дейтероорогенез до платформенных условий [47, с.146-147;

50].

По серии субмеридиональных глубинных разломов ПДСП раздроблена на структуры более низкого порядка [47, с.147-148;

50;

56, с.30-31;

98].

На западе ее выделяется Алуатский, на востоке – Саратско-Тузловский и на юге – Нижнедунайский грабены. Алуатский и Саратско-Тузловский грабены разделены Орехово-Суворовским поперечным горстом, сложенным глубокометаморфизированными породами среднего и позднего протерозоя. К югу от Алуатского и Саратско-Тузловского грабенов простирается широтно ориентированный Болградско-Вилковский выступ, отделяющий последние грабены от южного, Нижнедунайского.

К югу от разлома, простирающегося по линии Леово – Комрат – Плахтеевка – Белгород-Днестровский фундамент ПДСП – герцинско-раннекиммерийский, сложенный дислоцированными и метаморфизованными породами палеозоя, вплоть до триасовых.

Эта территория рассматривается как зона герцинско- раннекиммерийский складчатости. В состав складчатого фундамента названной зоны входят породы различного возраста, включая осадочные, вулканогенные и магматические образования вендского, силурийского, девонского, каменноугольного, пермского и триасового возрастов [126;

127, с. 143;

133, с. 7-12].

Эродированная поверхность герцинского фундамента очень сложна по своей структуре. Она разбита многочисленными разломами на отдельные блоки в результате отчетливой фазы германотипной (глыбовой) складчатости киммерийского тектогенеза.

Самая южная часть территории междуречья, расположенная между линией Кагул-Татарбунары– на севере, рекой Дунай на юге и рекой Прут на западе, сложена более молодым складчато-блоковым киммерийским фундаментом, в строении которого принимают участие породы юрско-раннемелового возраста (верхний байос-нижний баррем) [87].

Характерной особенностью фундамента этой территории юга ДПМ является чередование горстов и грабенов, ориентированных в различных направлениях, но в общем сохраняющих тенденцию северо-западного направления, характерную для орогена Северной Добруджи.

Основную роль в формировании этой территории сыграли отложения юры и нижнего мела, осложненные позднекиммерийским тектоническим циклом [147, с.56-60].

Раннеккимерийский возраст хорошо устанавливается по широким распространениям триасовых пород, слагающих доверхнебайосскую эрозионную поверхность.

На доюрский (доверхнебайосский эрозионный) срез триасовые отложения выходят в различных структурных зонах, различной мощности и возраста.

Это – Кагульский и Ялпугский грабены опущенного склона Северной Добруджи, разделенные перемычкой из вендских сланцев (орловские сланцы);

– Килийский грабен – наиболее крупный, как по площади, мощности осадков, так и по полноте стратиграфического разреза. Он расположен в районе оз. Китай, Сасык, Катлабух и в Килийском русле дельты Дуная;

– Маразлеевский грабен – небольшой по площади и мощности пород, заполненный только лагунно-континентальными осадками. Он расположен на склоне Восточно Европейской платформы.

В дельте Дуная, вдоль Георгиевского разлома, расположен второй по величине грабен, являющийся, как бы, продолжением Кагульского и Ялпугского грабенов, получивший название Сулинского грабена.

Килийский и Сулинский грабены разделены крупной перемычкой, сложенной красноцветными осадочными и магматическими породами верхнего палеозоя, протягивающейся параллельно Килийскому гирлу Дуная, в направлении сс. Стипок-Розетти (рис. 2.3) [149, с. 13].

Килийский и Маразлеевский грабены разделены крупной перемычкой (горстом), сложенной осадочными и магматическими породами палеозоя, аналогичными по вещественному составу и возрасту породам Килийского поднятия, разделяющим Килийский и Сулинский грабены.

Что же касается сочленения Килийского, Кагульского и Ялпугского грабенов, то между ними так же должна быть крупная перемычка из палеозойских пород.

Наблюдается закономерность – где большая мощность юрских отложений, там отсутствуют отложения триаса.

Кагульский и Ялпугский грабены однородны по тектоническому происхождению, одновозрастны по выполняющим их породам и несомненно являются продолжением триасовых структур развитым на правом берегу Дуная.

К нижнему триасу, по аналогии с породами зоны Тулчи, относятся немые красноцветные конгломераты. На них залегают анизийские и ладинские доломитизированные известняки с типичной фауной этого возраста. Эти породы прорваны интрузией диабазов, выходящих только в урезе левого берега Дуная и занимающих обширное поле на правом берегу (с.Никулицел, Румыния). Мощность триасовых пород в этих грабенах не выяснена, но по всей вероятности достигает 1000 м.

Рис. 2. 3. Структурная схема по подошве триаса [149].

• 1300 – абсолютная отметка в данной скважине;

~ 2000 ~ - изогипсы;

||||- зоны резких поднятий и опусканий (борта грабенов);

I – грабен оз. Кагул;

II – грабен оз. Ялпуг;

III – Килийский грабен;

IV – Маразлеевский грабен;

V – Сулинский грабен.

Килийский грабен наиболее крупный по площади. Подстилающие триас отложения не вскрыты. Наиболее древними являются известняки ладинского возраста. Отсутствие краевых фаций свидетельствует о более широком распространении на север и на юг среднетриасового бассейна по сравнению с современным распространением пород этого возраста. Видимая мощность известняков 500 м. На известняках ладинского возраста залегает толща карнийского флиша, представленная чередованием песчаных, алевритовых, глинистых и мергелистых прослоев с вскрытой мощностью 2000 м.

Мощный разрез триаса вскрыт скважиной Р-1 (с. Струмок). Скважина прошла по породам триаса в инт. 1395-5505 метров, не выйдя из них. Она расположена в зоне крупного разлома, вертикальная амплитуда которого превышает 4000 м (рис. 2.4) [149, с.15]. Особенностью разреза является фациальное отличие от других разрезов триаса, а так же сильная раздробленность пород в средней части и большие углы падения в этой зоне до 70°. По литологическим особенностям разрез можно подразделить на две толщи.

Верхняя – в инт. 1395-2600-2700 м более мергелистая с фауной карнийского возраста.

Нижняя – более известковистая и глинисто-алевритовая с фауной норийского возраста.

Нижняя толща не имеет аналогов с другими триасовыми породами междуречья и Северной Добруджи. Наиболее близка по фауне и литологии с норийскими отложениями Крыма, в районе с. Марьино (г. Симферополь).

Лагунной фацией триаса завершается осадконакопление мощной толщи триасовых отложений в Килийском грабене. Лагунные отложения так же полностью выполняют Маразлеевский грабен. В Килийском грабене лагунные отложения сохранились в опущенных блоках. Интересно, что в одних блоках породы залегают горизонтально, а вблизи зон разломов с углами до 90°. Такое залегание характерно и для других зон распространения пород триаса.

Представлены лагунные отложения чередованием доломитов, известняков, песчаников, аргиллитов, глин. Все породы пропитаны гидроокислами железа, в результате чего наблюдается пестрая окраска красно-бурого, зеленого и голубого цветов.

Мощность пород этой фации превышает 800 м.

Маразлеевский грабен расположен на склоне Восточно-Европейской платформы.

Здесь сохранился блок, сложенный породами лагунного генезиса мощностью 400 м.

Скважиной 8-у, инт. 1244-1652 м, у с.Маразлеевка пройдена вся толща и вскрыты подстилающие отложения пермского возраста. На коре выветривания по пермским отложениям залегает толща глин светло-серых и голубовато-зеленых, горизонтально слоистых, очень плотных и сильно карбонатных пород с ангидритами и доломитами.

Рис. 2. 4. Разрез триасовых отложений Килийского грабена [149].

1– пестроцветные породы вишневской серии;

2 – рифогенные породы среднего оксфорда – нижнего кимериджа;

3 – хемогенные известняки зарифовой фауны среднего оксфорда – нижнего кимериджа;

4 – конгломераты, песчаники, глины среднего келловея;

5 – алевролиты и глины верхнего байоса, триасовые породы;

6 – аргиллиты;

7 – песчаники и алевролиты;

8 – известняки;

9 – доломиты, доломитизация и загипсованность;

10 – зоны разломов;

11 – мергели;

12 – эффузивы палеозоя.

Содержание доломитов и ангидритов растет вверх по разрезу. По фауне эстерий эти породы относятся к рэтскому возрасту и близки к одновозрастным породам Болгарии и района Азовского моря [150, 178].

Сулинский грабен расположен в дельте Дуная и выполнен отложениями среднего (известняки) и верхнего (карнийский флиш) триаса.

Мощность триасовых отложений достигает 2000 м и возрастает к Черному морю.

С конца рэтского времени и ранней юры (до позднебайосского времени) на территории междуречья произошли сильные тектонические движения, обусловившие мозаично-блоковое строение доюрской поверхности Днестровско-Прутского междуречья.

Эти движения отвечают древнекиммерийской складчатости, широко проявившейся и на соседних территориях Северной Добруджи, Европы, Крыма и Кавказа [149, с. 16].

Существенную роль в осадконакоплении в триасовое время играли конседиментационные разломы и глубинные процессы в мантии Земли, обусловившие осадконакопление более чем 8000-метровой толщи пород, блокировку и простирание грабенообразных структур, соответствующее общему простиранию Палеотетиса [50].

Преобладающими были вертикальные движения, амплитуда которых соответствовала или равнялась мощностям накопившихся осадков, до 4-5 тыс. метров. Горизонтальные движения не имели большой амплитуды, что хорошо подтверждается горизонтальным залеганием пород отдельных блоков. Имевшие место взбросы приурочены к наиболее активным разломам, проявившим себя и в дальнейшем, на протяжении юрского и раннемелового времени [50]. Отсутствие краевых фаций свидетельствует о более широком распространении пород триаса на территории междуречья, и о связи бассейна триаса ДПМ с триасовыми бассейнами Северной Добруджи и Крыма.

Из всех отложений мезозоя наибольшим распространением в пределах ПДСП пользуются юрские породы [16, 50;

70;

149, с. 16]. ПДСП сложно построенная киммерийская тектоническая структура, выполненная мощными толщами среднеюрско раннемеловых отложений (рис. 2.5) [149, с. 17].

Стратиграфия, тектоника, палеогеография, литология и другие особенности юры изучены хорошо, так как юрские отложения многие годы были объектом нефтепоисковых работ и поисков естественных структур для хранения газа.

Юрские отложения на дневную поверхность нигде в пределах рассматриваемого региона не выходят и вскрыты многочисленными скважинами (1000).

Глубина залегания отложений юры неодинакова на различных структурных участках.

Естественные обнажения юрских пород известны на соседних участках Северной Добруджи (Румыния).

Нами подробно не рассматривается строение юрской толщи, так как это наиболее изученная система на территории междуречья. Этим отложениям посвящены многочисленные работы, которые обобщены в отчетах Института Геологии и Сейсмологии АНМ последних десятилетий [13, с. 24;


47, с. 101-112;

149, с. 16-25].

Рис. 2.5. Структурная схема по подошве юры [149].

~ 2000 ~ - изогипсы;

- зоны резких поднятий и опусканий (борта грабенов);

I – |||| Алуатский грабен;

II – Ялпугский грабен;

III – Караорманский грабен;

IV – Бырладский грабен;

V – Кагул-Баймаклийское поднятие;

VI – Болград-Суворовское поднятие;

VII – Килийское поднятие;

VIII – Сасыкское поднятие;

IX – Орехово-Суворовское поднятие.

Строение среднеюрско-раннемелового грабена отображено на рисунках 2.5 [149, с. 17], 2.6 [147, с. 70], 2.7 [147, с. 70].

Особенностью юрских отложений является то, что на протяжении позднеоксфордского-раннекимериджского времени наиболее активными в тектоническом отношении оставались центральная и северо-восточная часть прогиба, где накопилось до 900 м глинистых осадков и до 460 м рифогенных отложений (рис. 2.8) [149, с. 22].

На фоне общего интенсивного прогибания существовали приподнятые участки.

Это "Суворовский блок", блок в районе с. Виноградное и др.

На протяжении юрского периода территория междуречья испытывала постоянные киммерийские тектонические движения. Эти интенсивные движения на территории междуречья проявились в комратское и валя-пержейское время. Поднятия Северной Добруджи были настолько активны, что в зоне ПДСП происходят взбросово-сдвиговые движения блокового характера.

Так, в районе г. Измаил (скв. 6 гк), 900-метровая толща среднего келловея, оксфорда и нижнего кимериджа взброшена на отложения нижнего кимериджа. В скважине 2у (с.

Плавни, на западном берегу оз. Ялпуг) отложения верхнего байоса-келловея взброшены на одновозрастные породы. Обе скважины расположены в зоне крупного Георгиевского разлома, активность которого подтверждается современной сейсмической активностью.

Проведенное в районе оз. Кагул и Ялпуг глубинное геологическое картирование показало, что эта территория разбита на мелкие блоки, как юрских, так и более древних пород.

Характерно, что юрские отложения даже в мелких блоках залегают совершенно горизонтально. Исключение составляют только зоны взбросов (скв.2 у и 6 гк).

Однако, уже на расстоянии нескольких сот метров от них залегание одновозрастных пород горизонтальное. Все это свидетельствует о незначительных амплитудах горизонтального перемещения и преобладании вертикальных движений.

Большая амплитуда вертикального смещения отдельных блоков характерна для всего юрско-нижнемелового прогиба, но особенно четко выражена в зонах бортов грабена (рис.

2.6, 2.7). Смещение блоков средне- и верхнеюрских пород прослеживается вдоль всех бортов грабена, но особенно хорошо это видно вдоль Болградского уступа, активного в тектоническом отношении на протяжении всего юрского и раннемелового периодов.

Если вертикальные смещения на среднекиммерийском этапе хорошо фиксируются по кровле верхнебайосских и нижнебатских пород, то позднекиммерийские тектонические движения особенно хорошо видны при сопоставлении скважин в районе с.Суворово (северная оконечность озера Катлабух).

Рис. 2.6. Разрез юрских отложений междуречья Днестр-Прут вкрест простирания [147].

Подписи к условным обозначениям рисунка 2.6: 1 – Нижнепрутский горст (погруженный склон Северной Добруджи);

2 – Придобруджинская система прогибаний;

– погруженный склон Восточно-Европейской платформы (Молдавская плита);

4 – Орехово-Суворовский горст (отложения верхнепротерозойского - вендско нижнекембрийского возраста);

5 – средняя юра (верхний байос - нижний бат);

6– средний келловей - нижний оксфорд;

7 – средний оксфорд - нижний кимеридж;

8 – рифогенная фация среднего оксфорда - нижнего кимериджа;

9 – конгазская свита;

10 – гипсы и ангидриты конгазской свиты;

11 – чадыр-лунгская свита;

12 – комратская свита;

13 – валя пержейская свита;

14 – зоны разломов;

15 – скважины.

Здесь четко прослеживается взброс, фиксируемый по гипс-ангидритовому горизонту верхнего кимериджа (рис. 2.9) [149, с. 27-28].

Раздробленность на блоки и большие амплитуды вертикальных смещений хорошо выражены на структурных построениях, а также на геологической карте, по кровле юрских отложений.

Наиболее четко блоковая структура прослеживается вдоль разломов по линии г. Кагул – с. Вулканешты и далее по Георгиевскому разлому, а также вдоль борта с Восточно Европейской платформой по линии сс. Готешты–Баурчи–Валя-Пержей – г.Белгород Днестровский. Было бы ошибкой считать, что образование этих блоков началось и закончилось в вишневское время.

Блоковая тектоника на юге Днестровско-Прутского междуречья проявилась уже в начале новокиммерийской складчатости (Тз-J1), однако наибольшей активности она достигла в комратское и в валя-пержейское время. Это подтверждается непосредственными контактами эрозионных поверхностей блоков, сложенных породами конгазской свиты и блоков пород келловея, оксфорда, нижнего кимериджа, контактами мощных толщ чадыр-лунгской свиты с отложениями комратской и валя-пержейской свит.

Блоковая тектоника так же проявилась и на прилегающих участках Восточно Европейской платформы. Хорошо видно, как отложения ургонской фации верхнего баррема с резким стратиграфическим несогласием ложатся на породы конгазской, чадыр-лунгской, комратской и валя-пержейской свит.

Для блоковой тектоники юрских и нижнемеловых отложений наблюдается закономерность, выраженная в том, что по мере удаления от складчатого сооружения Северной Добруджи на восток размеры блоков увеличиваются, а вертикальная амплитуда смещения их уменьшается.

Рис. 2.7. Разрез юрских отложений междуречья Днестр – Прут по простиранию [147].

Условные обозначения на рисунке 2.6.

Рис. 2.8. Схема мощностей среднеоксфордского - нижнекимериджского барьерного рифа [149].

• 240 – мощность рифов в данной скважине;

~200~ – изопахиты.

Это можно объяснить тем, что Преддобруджский среднеюрский-нижнемеловой краевой прогиб заложен на жестком и консолидированном герцинско - раннекиммерийском основании.

Поэтому позднекиммерийскую мозаично-блоковую поверхность следует рассматривать как проявление германотипной или глыбовой складчатости, сформировавшей позднекиммерийскую платформу.

В пределы Днестровско-Прутского междуречья входит западная ветвь Причерноморской (мел-палеогеновой) впадины. Она представляет собой пологую платформенную депрессию, расположенную на различных структурных и возрастных тектонических элементах. Впадина характеризуется относительно небольшой мощностью (по отношению к триасу и юре) меловых и палеогеновых пород (500-800 м).

Рис. 2.9. Разрез юрских отложений вкрест простирания Болградско-Вилковского выступа [149].

1 – Болградско-Вилковский выступ (отложения верхнепротерозойского, вендско нижнекембрийского возраста);

2 – ПДСП;

3– аргиллиты, алевролиты и песчаники верхнего байоса - нижнего бата;

подписи к условным обозначениям рисунка 2.9 (продолжение): 4 – базальные слои среднего келловея (конгломераты, песчаники);

5 – глинистые известняки среднего келловея;

6 – известняки нижнего оксфорда;

7– известняки среднего оксфорда – нижнего кимериджа;

8 – рифогенные известняки среднего оксфорда – нижнего кимериджа;

9 – пизолитовые и оолитовые известняки нижнего кимериджа;

10 – глины среднего оксфорда – нижнего кимериджа;

11 – глины подгипс-ангидритовой толщи верхнего кимериджа (конгазская свита);

12 – гипсы и ангидриты;

13 – пестроцветные глины, алевролиты, песчаники;

14 – песчанистые отложения чадыр-лунгской свиты (титон);

15 – скважины.

Относительно наиболее прогнутых участков юга Днестровско-Прутского междуречья, особенно триасового и юрско-нижнемелового прогибов, ось впадины смещается еще далее на восток. Границей, разделяющей эти элементы, служит Арцизско-Фрунзовский трог протерозойского заложения [56, с. 29;

149, с. 29].

Этот активный тектонический элемент играл важную роль в распределении фаций и мощностей осадков на протяжении всей геологической истории Днестровско-Прутского междуречья.

Мел-палеогеновая впадина выполнена нижне- и верхнемеловыми (K1br2-K2) и палеогеновыми (в основном эоценовыми) отложениями, мощность которых постепенно нарастает в сторону Черного моря.

В составе нижнемеловых отложений установлены породы верхнего баррема, в основании которых небольшой мощности конгломераты и гравелиты, залегающие на различных свитах вишневской серии пестроцветов (J 3km2-K1br1).

Отложений аптского возраста достоверно не установлено, но учитывая отсутствие перерыва в осадконакоплении они условно выделяются. Альбские отложения распространены только на ограниченной территории в районе г. Арцыз- г. Чадыр-Лунга [89, с. 116].

В сеномане, с крупнейшей верхнемеловой трансгрессией, море проникает на всю территорию междуречья и соединяется с Волыно-Подольскими, Карпатскими и Крымско-Кавказскими бассейнами. С этим временем связано накопление кремнеземистых известняков [149, с. 29].

В дальнейшем, на протяжении всего верхнего мела интенсивное прогибание и наиболее глубоководные фации приурочены к прилегающим участкам Черного моря.

Морской бассейн постоянно мигрирует в этом направлении и здесь наблюдается наиболее полный стратиграфический разрез верхнего мела.

К концу кампанского времени море покидает пределы междуречья и здесь устанавливается континентальный режим.

Палеогеновая трансгрессия на территорию междуречья проникает только в эоцене.

Ее масштабы значительно меньше, чем сеноманской.

На юге она достигает границ р. Прута. Ее распространение на север доходит до широты г. Дубоссары [56, с. 229].

Среди пород достоверно установлены только отложения эоценового возраста, а олигоценовые отложения известны на востоке, за пределами р. Днестра.


Палеогеновый бассейн так же постепенно мигрирует к югу, в сторону Черного моря и с конца эоцена до среднего миоцена устанавливается континентальный режим.

В начале среднемиоценового времени происходит последняя крупная трансгрессия моря на территории междуречья.

Она связана с развитием Карпатского региона. Отложениями неогена выполнена самая молодая тектоническая структура, представляющая собой внешнее платформенное крыло Предкарпатской впадины (прогиба) [56, с. 12, 229].

Простирание впадины сугубо меридиональное и она сечет под прямым углом все более древние структуры.

Границы неогенового прогиба хорошо подчеркиваются мощностями (до 600 м), фациальными особенностями пород и особенно грядами барьерных рифов. Морской режим просуществовал до конца понтического времени.

К началу среднего плиоцена на всей территории Днестровско-Прутского междуречья устанавливается континентальный режим, продолжающийся до настоящего времени, и с этого момента начинается формирование современного рельефа на всей территории междуречья Днестр-Прут [95].

2. 2. Геоморфологическое строение Геоморфологические и структурные соотношения в пределах ДПМ характеризуются рядом специфических особенностей, свойственных облику земной поверхности краевых частей платформы.

Повышенная по сравнению с центральными областями мобильность платформенных окраин и воздействия новейшей и современной тектоники привели к возникновению дифференцированного рельефа, запечатлевшего унаследованность молодыми структурами древнего структурного плана и динамики их развития на отдельных этапах морфогенеза [28, с.

6-9, 152;

58, с. 12-19].

Разноамплитудные и разнонаправленные тектонические движения и вызванные ими проявления процессов денудации, линейной и плоскостной эрозии и аккумуляции привели к образованию двух основных типов рельефа – выработанного и аккумулятивного [27, с. 121].

2.2.1. Выработанный рельеф Выработанный рельеф ДПМ сформировался в результате деятельности агентов денудации. Он развивался в условиях дифференцированных интенсивных поднятий земной коры и сравнительно малой выраженности в рельефе структурных особенностей [30, с. 101;

58, с. 33-34;

83].

К выработанному (денудационному) рельефу относятся:

– денудационно-эрозионные плоские поверхности (0-3°), образовавшиеся при развитии плейстоценовой речной сети [58, с. 34-36].

– склоны [58, с. 36-39].

Денудационно-эрозионные плоские поверхности (0-3°), образовавшиеся при развитии плейстоценовой речной сети.

Плоские поверхности с наклоном от 0 до 3° сохранились либо на водораздельных пространствах, где присутствуют реликты среднеплиоценовой озерно-аллювиальной равнины, перекрытые так называемым стольниченским аллювием, либо на водоразделах, где этот аллювий был разрушен в постплиоценовые этапы морфогенеза. В последнем случае характерной особенностью этих поверхностей, помимо углов наклона распространенностью на водоразделах, являются наличие элювиальных отложений в верхних горизонтах и тесная связь с развитием плейстоценовой речной сети.

Эти формы рельефа могли возникнуть и сохраниться при углублении раннеплейстоценовой речной сети, которая уничтожила все более древние аллювиальные комплексы, и при развитии голоценовой. Поэтому абсолютные высоты этих участков рельефа находятся в широком диапазоне.

Из анализа локализации денудационно-эрозионных плоских поверхностей вытекает, что для каждой морфоструктуры характерны свои особенности [30, с. 103-104].

Так, на площади Комратской морфоструктуры они занимают водораздельные пространства с высотами 120-190 м, находясь ниже участков, где сохранилась плиоценовая поверхность выравнивания.

В Нижнепрутской морфоструктуре денудационно-эрозионные плоские поверхности отмечаются только на водораздельных пространствах рек Ялпуг–Адайя и Тигеч–Ларга.

В первом случае они располагаются гипсометрически ниже участков развития восьмой и седьмой надпойменных террас на высотах от 120-140 до 170-200 м, во втором – на высотах 80-160 м, примыкая на правобережье р. Ларга непосредственно к ее пойме и поверхности первой надпойменной террасы [30, с.111;

58, с.35-36].

Склоны.

На территории ДПМ выделяются следующие типы склонов: гравитационные, интенсивного сноса, обвально-осыпные и обвально-оползневые, интенсивного делювиального сноса (мелко-рытвинного и овражного смыва, потенциально оползневые и оползневые), умеренного делювиального сноса (с ручейковым и плоскостным смывом) [58, с. 36-39].

Формирование склонов происходило одновременно с врезанием речной сети и формированием водораздельных пространств.

Характер склонов и развивающихся на них экзогенных процессов обусловлен геологическим и тектоническим строением, гидрогеологическими, гидрологическими и климатическими условиями территории.

Наблюдается тесная связь и взаимообусловленность: развивающиеся склоны вызывают те или иные процессы, которые преимущественно определяют тип склонов:

1. Склоны гравитационные, интенсивного сноса крутизной более 12.° Развиваются в скальных (обвально-осыпные) или рыхлых (обвально-оползневые) породах преимущественно в приводораздельных участках в верховьях балок и крупных оврагов.

Обвально-осыпные склоны распространены в долине Днестра, на участке Наславча – Дубоссары, в приустьевых участках его притоков и в долине реки Прут (на участке Крива – Старые Бадражи) и ее притоков (Вилия, Лопатинка и др.). В долине р. Днестр обвально осыпные склоны достигают высоты 100-150м.

Обвально-оползневые склоны широко распространены в Центрально-Молдавской, Тигечской, Приднестровской возвышенностях, в пределах Чулукско-Солонецкого плато, на левобережье левосторонних притоков р. Прут, на юге ДПМ. Они развиваются в песчано-глинистых отложениях миоцена, реже – нижнего плиоцена. Их образование обусловлено взаимодействием оползней и обвалов. Образующиеся при подрезке оснований склонов оползневые подвижки крупных блоков земных масс вызывают потерю устойчивости верхних частей склонов и обвалы горной массы.

Обвалившиеся блоки перемещаются вниз по склону, оказывая давление и способствуя движению вниз нижележащих оползневых накоплений.

Для обвально-оползневых склонов характерен вогнутый поперечный профиль и ступенчатое строение, обусловленное неоднократными смещениями пород.

2. Склоны интенсивного делювиального сноса (крутизна 6-12°).

Формируются, в отличие от предыдущих, за счет постоянно действующих процессов денудации. По мере выполаживания склонов, по направлению к местному базису эрозии, обвальные процессы затухают, и склоны интенсивного делювиального сноса и мелкорытвинного и овражного смыва остаются потенциально оползневыми, местами на них развиваются современные оползни.

Эти склоны широко распространены во всех геоморфологических районах. Для них характерно интенсивное развитие овражной сети. Овраги расчленяют единую поверхность склона, увеличивают линейный сток и провоцируют оползни. Поперечный профиль склонов выпукло-вогнутый, чаще вогнутый.

3. Склоны умеренного делювиального сноса крутизной 3-6°.

Наиболее распространены в равнинных районах, в частности в Южно-Молдавской и Причерноморской низменностях, занимая значительно меньшие территории, чем охарактеризованные выше склоны. Эти склоны по положению в рельефе могут быть приводораздельными и прирусловыми. Поперечный профиль их выпукло-вогнутый. Они устойчивые, оползневые процессы на них почти не развиваются. Наиболее распространены ручейковый и плоскостной смыв.

2.2.2. Аккумулятивный рельеф К аккумулятивному на территории ДПМ относится рельеф, созданный речной и дельтовой аккумуляцией, аккумуляцией продуктов плоскостного смыва и размыва временными потоками, а так же низменные равнины, сформировавшиеся на аккумулятивных поверхностях, сложенных плиоценовыми морскими солоновато водными и континентальными отложениями и несущие лессовые покровы [58, с. 39].

Озерно-аллювиальная равнина.

На максимальных отметках главного водораздела рек Днестр-Прут распространены аллювиальные отложения.

Мощность их до 6,4 м. Эти отложения получили название «Гауренская аллювиальная толща».

Гауренская толща представляет собой останцы обширной плиоценовой озерно аллювиальной равнины, которая существовала на территории междуречья Днестр Прут до начала формирования современного рельефа.

Гауренская толща прослеживается с северо-запада на юго-восток от с. Гаурены (Ниспоренский район) до с. Гыртоп (Чимишлийский район) на расстоянии более км. Подошва толщи постепенно понижается с абсолютной отметки 422м (с. Гаурены) до 280м (с. Гыртоп).

В результате общего тектонического поднятия территории междуречья в позднеплиоценовое и четвертичное время озерно-аллювиальная равнина была существенно переработана эрозионно-денудационными процессами и сохранилась лишь в виде отдельных эрозионных останцов [30, с. 49-56;

58, с. 39].

Речные долины и террасы.

Территория ДПМ дренируется, в основном, реками бассейнов Днестра и Прута. Только реки южной и юго-восточной части впадают непосредственно в лиманы Черного моря. На территории Молдовы насчитывается более 3085 постоянных и временных водостоков, в том числе 246 длиной более 10 км, а восемь рек - Днестр, Прут, Реут, Икель, Бык, Ботна, Ялпуг, Когильник имеют протяженность более 100 км [58, с. 40].

Наиболее крупные транзитные реки – Днестр и Прут берут начало в Карпатах.

Первая из них своими притоками охватывает большую часть всей территории, вторая принимает на левобережье многочисленные короткие притоки (рис. 2.10) [30, с. 36].

Речные долины и террасы созданы рекой и дельтовой аккумуляцией. Густота горизонтального расчленения рельефа долинами и связанными с ними балками и оврагами для Южной и Центральной части ДПМ превышает 2 км/км2 [30, с. 62].

Поскольку долины рек Днестра и Прута не являются основным предметом наших научных интересов, остановимся вкратце на их морфологии, некоторых структурных особенностях для получения общего представления об этих элементах геоморфологического строения территории Молдовы.

Для обеих долин характерно ступенчатое строение продольных и поперечных профилей.

Возникновение переломных профилей связано с литологическими и структурными особенностями некоторых участков дна реки [27, с.129-133;

30, с. 35-36].

Именно здесь размываются различные по прочности разности горных пород, либо русло пересекает зона тектонического нарушения (что имеет место в большинстве случаев). Ступенчатый характер поперечных профилей долин связан с цикличным врезанием русла и образованием серии террас.

В долинах Днестра и Прута установлены надпойменные террасы четвертичного и плиоценового возраста, количество и возраст которых остаются спорными.

- 2;

—— - 3.

- 1;

Рис. 2.10. Схема спрямленных элементов гидросети [30].

1– границы морфоструктур первого порядка;

2– границы морфоструктур второго и более низкого порядка;

3 – линии спрямленных элементов гидросети. Области: I– Волыно Подольская морфоструктура;

II – Причерноморская низменность;

III – Молдавская плита.

а– Северо-Молдавское плато;

б –Средне-Прутская низменность;

в – Нижне- Куболтинское плато;

г – Чулукско-Солонецкое плато;

д– Кодринская возвышенность;

е– Быковская возвышенность;

ж – Нижне- Прутская возвышенность;

з – Ялпугская низменность;

и – Приднестровская возвышенность;

к – Лунгское поднятие.

Перечисленные факторы обусловили главные особенности рельефа как ДПМ в целом, так и различных частей его территории. Эти особенности были сформированы, в основном, в четвертичном периоде в результате проявления интенсивных дифференцированных движений земной коры и связанного с ними эрозионного расчленения, наиболее активного в разломных зонах, разграничивающих морфоструктуры с контрастными движениями [30, с. 35-37].

Зарождение же рельефа произошло в конце среднего сармата в северной части междуречья в связи с началом среднесарматской регрессии. На остальной части территории рельеф начал формироваться с конца среднего сармата – начала позднего плиоцена. Особенности рельефа различных частей территории ДПМ обусловлены характером геологической истории их развития, структурно-тектоническими, геолого литологическими условиями.

2.2.3. Геоморфологическое районирование В основу изучения рельефа ДПМ положены традиционные приемы и методы изучения форм рельефа и сущности геоморфологических процессов [10, с. 30;

155, с. 59-67]:

– Морфографический метод. Заключается в описании форм рельефа земной поверхности и систематизацию их по внешним признакам. Предметом морфографии служат сведения о высотах, глубинах, особенностях расчленения земной поверхности, очертаниях и взаимном расположении положительных и отрицательных форм рельефа без рассмотрения его генезиса и возраста.

– Морфометрический метод. Дает количественную характеристику рельефа. При этом используются как данные инструментальных измерений на местности, так и различные изображения рельефа на картах, КФС. Часто сведения по морфометрии рельефа оформляются в виде специальных морфометрических карт.

– Морфоструктурный метод. Его основу составляет изучение соотношений между рельефом и геологическими структурами. Так, например, этот метод позволяет выявить различные разрывные нарушения и другие структурные элементы при изучении различных форм рельефа.

Очень широко сейчас применяются палеогеоморфологические методы, которые заключаются в исследовании истории развития рельефа с помощью изучения погребенного рельефа, анализа соотношений форм рельефа и коррелятных отложений и т.д. Эти методы сочетаются с различными геологическими методами, такими как литолого-минералогичесикй анализ, определение абсолютного возраста и др.

Для ДПМ создано несколько схем геоморфологического районирования, разнящихся между собой как по содержанию, так и по методическому подходу [22, с.34;

30, с.103;

57, с.16;

58, с. 79-85 и др.].

Большая часть работ, посвященных геоморфологии, как всей территории ДПМ, так и отдельных ее частей, основывается на морфографических принципах [45, с. 17-18, 43-47;

46;

134, с. 7-13 и др.].

Другой подход, основанный на морфометрических принципах классификации форм и типов рельефа, положен в основу изучения геоморфологии ДПМ В.Г. Бондарчуком [35;

36], И.М. Суховым [165], Г. В.Обидиентовой [131], Г.М. Билинкисом и др. [30, с. 103-111].

Нами в работе представлена схема геоморфологического районирования на морфогенетической основе (рис. 2.11) [58, с. 79].

В основу структурно-геоморфологической схемы Днестровско-Прутского междуречья положена совокупность признаков, определяющих возникновение, развитие и закрепление индивидуальных форм рельефа. К числу таких признаков относятся особенности геологического строения, новейшая тектоническая структура, морфометрические показатели, морфология, генезис и возраст отдельных геоморфологических единиц [30, с. 99].

На основе анализа морфологии рельефа ДПМ, его генезиса, возраста и эволюции можно выделить ряд единиц геоморфологического районирования.

В геоморфологическом плане ДПМ относится к морфоструктуре первого порядка – Восточно-Европейской равнине. В ее пределах выделяются морфоструктуры второго порядка – области, существенно различающиеся по морфологии, генезису, возрасту и эволюции рельефа.

Области в свою очередь подразделяются на районы (морфоструктуры третьего порядка), отличающиеся индивидуальным рельефом [30, с. 104;

58, с. 79].

Юг ДПМ занимает территория геоморфологической области Южной Молдавии и область Причерноморской низменности [30, с.110-111;

58, с. 83-85;

144, с.95-96, 294-296].

Область Южной Молдавии занимает территорию Южномолдавской низменномти и Тигечской возвышенности. Рельеф эрозионно-аккумулятивный, в долинах рек – долинно террасовый, редко дифференцированный по гипсометрии.

В пределах области выделяются два геоморфологических района: Комратский и Нижнепрутский.

Нижнепрутский район (морфоструктура) расположен на междуречье Прут - Большой Ялпуг.

Рис. 2. 11. Структурно-геоморфологическая схема Днестровско-Прутского междуречья [58].

Генетические типы рельефа: 1 – денудационный;

2 – эрозионно-денудационный;

3 – эрозионно-аккумулятивный;

4 – аккумулятивный;

5 – долинно-террасовый (а – плиоценовый, б – четвертичный);

6 – Морфоструктуры (геоморфологические области или районы): I – долина р. Прут;

II – долина р. Днестр;

III – Единецко-Дондюшанская;

IV – Фалештско-Дрокиевская;

V – Сорокская;

VI – Чулукско-Солонецкая;

VII – Кодринская;

VIII – Пугойская;

IX – Комратская;

X – Нижнепрутская;

XI – Причерноморская;

XII – Волыно-Подольская. Границы ярусов рельефа: 7 – верхнего;

8 – среднего;

9 – нижнего.

Разломы активизированные в неоген-четвертичное время;

10 – установленные геолого геоморфологическими методами;

11 – геологическими методами;

12 – геоморфологическими методами;

13 – начало формирования и окончательное оформление рельефа.

Она является одним из наиболее мобильных блоков земной коры ДПМ и ограничена зонами активных неоген-четвертичных разломов: Прутским на западе, Тигечским на севере, Ялпугским на востоке и Ренийским на юге. В рельефе ей отвечает возвышенность с максимальными высотами от 300 м на севере, до 220-200 м на юге, расчлененная довольно глубокими (до 100-120 м) речными долинами. Водораздельные пространства и верхние части склонов сложены аллювиальными песчано-гравийными отложениями XIII–XI надпойменных террас р. Прут, на которых залегает мощная толща субаэральных лессовидных суглинков. Средние и нижние части склонов сложены четвертичными террасами рек Прут и Ялпуг. Отложения понта, глины и пески кагульской свиты (верхний сармат - мэотис) вскрыты только местами в оврагах, эрозионных бороздах и в стенках срыва оползней. Высокая тектоническая активность морфоструктуры обусловила значительное проявление деструктивных геологических процессов.

Комратский район (морфоструктура) охватывает междуречье Большой Ялпуг– Лунгуца–Когильник. В рельефе ему соответствует Ялпугская низменность с отметками поверхности 140-145 м. Интенсивно развита овражно-балочная сеть. Нижние и средние части склонов сложены аллювиальными и субаэральными отложениями надпойменных террас рек Когильник и Ялпуг четвертичного возраста, которые залегают на отложениях верхнего сармата и верхнего сармата – мэотиса (кагульская свита). Верхние части склонов и водораздельные пространства сложены породами понтического возраста, перекрытыми субаэральными суглинками.

Область Причерноморской низменности занимает южную часть междуречья Прут – Дунай –Днестр. Рельеф эрозионно-аккумулятивный и аккумулятивный, в долинах рек – долинно-террасовый. Поверхность полого-увалистая: чередование пологих увалов с широкими долинами и балками. Высотные отметки поверхности не превышают 150 м.

Верхняя часть низменности сложена песчано-глинистыми и субаэральными (лессовидные суглинки) отложениями. Преобладает овражная эрозия, в долинах рек происходит заболачивание [144, с. 294-296].

2.3. Геологические и геоморфологические индикаторы новейших и современных геолого-тектонических процессов в рельефе Днестровско-Прутского междуречья Изучение современных движений Земной коры и связанных с ними тектонических движений невозможно без знания их отражения в современных особенностях строения рельефа [72;

73;

76;

80;

84;

85;

135;

188].



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 5 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.