1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геоэкология. Инженерная геология, гидрогеология, геокриология
  4. № 2, 2022

Геоэкология. Инженерная геология, гидрогеология, геокриология, 2022, № 2, стр. 3-20

СЕВЕРНАЯ КРЫМСКО-КАВКАЗСКАЯ КРАЕВАЯ ФЛЕКСУРНО-РАЗРЫВНАЯ ЗОНА

С. А. Несмеянов 1, О. А. Воейкова 1, *

1 Институт геоэкологии им. Е.М. Сергеева Российской академии наук (ИГЭ РАН)
101000 Москва, Уланский пер., 13, стр. 2, Россия

* E-mail: voa49@mail.ru

Поступила в редакцию 23.11.2021
После доработки 10.12.2021
Принята к публикации 13.01.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Северная Крымско-Кавказская флексурно-разрывная зона представляет собой пограничную структуру на сочленении новейших Крымско-Кавказской орогенической гряды и Индоло-Кубанского краевого прогиба. Она делится на три сегмента с различной историей развития. Это различие определяется позднеорогенной структурной перестройкой. Произошло преобразование раннеорогенного Кеченско-Таманского поперечного прогиба в позднеорогенный Керченско-Таманский седловинообразный элемент гряды. Соответственно, различны по строению и возрасту сегменты флексурно-разрывной зоны. Северная и Южная Крымско-Кавказские флексурно-разрывные зоны являются крупнейшими новейшими дизъюнктивными структурами данного региона.

Ключевые слова: орогеническая гряда, поперечный прогиб, флексурно-разрывная зона, сегмент, грабен, терраса, местонахождение

ВВЕДЕНИЕ

Среднемасштабное неоструктурное районирование является важной составной частью исследований, опережающих инженерные изыскания для строительства в горных областях. Опыт проведения подобного районирования на Западном Кавказе оказался полезным для изысканий под строительство различных ответственных сооружений (газо- и нефтепроводы, олимпийские объекты и др.). Следует также отметить, что новейшие тектонические структуры существенно отличаются от более древних, выявляемых геологической съемкой. Неоструктурное районирование предусматривает выявление структур, определяющих основные черты современного рельефа. Поэтому целесообразно распространить такое районирование на территории, где предполагается проектирование и строительство различных, в том числе и ответственных объектов. Особенно важно выявление наиболее молодых структур на крупнейших структурных элеметах.

Прежняя схема среднемасштабного неоструктурного районирования Западного сегмента мегасвода Большого Кавказа за последнее тридцатилетие в целом показала свою надежность. Единственное дополнение, которое представляется в настоящее время необходимым, – выделение на самом западе мегасвода, в районе его сочленения с седловинообразной Керченско-Таманской областью, участка развития поперечных к оси мегасвода дислокаций, преимущественно флексурного типа. Здесь поперечные дислокации преобладают над продольными, а общий уклон ориентирован с востока на запад. Соответственно, предлагается дополнительно выделять самостоятельную Подзону периклинального ступенчатого склона на западе Зоны осевой цепи брахисводов.

Цель данной статьи – типизация структур на северном ограничении Крымско-Кавказской орогенической гряды в области сближения Крымского и Кавказского орогенов.

В качестве северного ограничения новейших орогенов Северо-западного Кавказа и Восточного Крыма ранее предлагалось выделять краевую флексурно-разрывную зону [20], которая позже стала именоваться Северной Крымско-Кавказской [21, 22].

Крымско-Кавказская орогеническая гряда, в которой орогены разделены Керченско-Таманской седловиной, на новейшем этапе геологического развития претерпела существенную перестройку. Как показали геофизические исследования, на раннеорогенной стадии развития эти орогены были разделены глубоким Керченско-Таманским поперечным прогибом, выполненным отложениями майкопской серии (рис. 1) [18, 36].

Рис. 1.

Структурная карта Керченско-Таманского региона по подошве майкопской серии [18]. 1 – области выхода домайкопских отложений на поверхность; 2 – изогипсы подошвы майкопских отложений (км); 3 – изобаты (м); 4 – разрывные нарушения; 5 – скважины. I – Анапский выступ, II – Барьерная антиклиналь, III – Западно-Кубанский прогиб, IV –Индольский прогиб, V –Керченско-Таманский прогиб, VI – прогиб Сорокина, VII – Туапсинский прогиб.

Поэтому единая Крымско-Кавазская орогеническая гряда сформировалась только на позднеорогенной стадии, когда майкопский поперечный прогиб пересекла новообразованная Керченско-Таманская седловинообразная возвышенность [22]. Соответственно, разные части ныне единой Северной Крымско-Кавказской флексурно-разрывной зоны разновозрастны и отличаются по своему строению. С востока на запад выделяются Ахтырский, Таманский и Северокерченский ее сегменты.

АХТЫРСКИЙ СЕГМЕНТ ФЛЕКСУРНО-РАЗРЫВНОЙ ЗОНЫ

Ахтырский сегмент флексурно-разрывной зоны, разграничивающий ороген Западного Кавказа и Кубанскую часть Индоло-Кубанского краевого прогиба (т.е. Западно-Кубанский прогиб), начал формироваться на раннеорогенной стадии. К югу от него мощные майкопские отложения отсутствуют.

На западе северо-восточного склона мегасвода обычно выделяется Ахтырская шовно-разрывная зона сложного строения и шириной до 10 км [13]. Здесь разрывные поверхности, нарушающие верхнее колено флексурно-разрывной шовной зоны, обычно наклонены к юго-западу под углами 50°–80°. Суммарные амплитуды разрывных и флексурных смещений по кровле мела достигают 1.5–4 км (рис. 2) [14, 17, 31].

Рис. 2.

Строение верхнего флексурного перегиба и смыкающего крыла Северной Крымско-Кавказской флексурно-разрывной шовной зоны на северо-западе мегасвода Большого Кавказа (по [14, 17]). Сечения: А – Варенековское, Б – Абинское, В – Ахтырское.

Следует отметить, что глубже этой новейшей флексурно-разрывной зоны в более древних домеловых образованиях, по данным магнитотеллурического зондирования, предполагается, очевидно, доновейшее надвигание с амплитудой горизонтального перемещения до 10 км [2, с. 8; 34, с. 5]. Следовательно, здесь новейшая флексурно-разрывная зона является в какой-то мере унаследованным образованием дизъюнктивной природы.

В некоторых районах, например, в районе станицы Варениковской, смыкающее крыло флексурно-разрывной зоны весьма крутое, местами с опрокинутыми залеганиями дислоцированных олигоцен-нижнемиоценовых и более древних отложений. В верхнем флексурном колене наблюдаются веера сопряженных разрывов. Но сложные разрывные нарушения отмечаются и в нижнем флексурном колене флексурно-разрывной зоны. При переходе от флексурно-разрывной зоны к прогибу (например, к Агадумо-Афипской впадине) разрывы верхнего флексурного колена могут трансгрессивно перекрываться плиоценом, не затронутым разрывными нарушениями [14].

Повышенная тектоническая активность в районе Ахтырского сегмента подтверждается позднечетвертичным складкообразованием и воздыманиями на южной окраине пос. Ильский у Ильской палеолитической стоянки (рис. 3) [25]. На этом же сегменте скорости вертикальных смещений в зонах разломов, измеренные геолого-геоморфологическими методами, оцениваются в 0.2–0.5 мм/год, но оговаривается, что “существенная часть тектонических напряжений реализуется в виде складчатых деформацийˮ [30, с. 94].

Рис. 3.

Складчатые деформации верхнеплейстоценовых речных террас на левобережье р. Иль к югу от пос. Ильский у Ильской палеолитической стоянки [23]. 1 – террасовые аллювиальные отложения различного гранулометрического состава от песка до валунных галечников; 2 – покровные субаэральные суглинистые и суглинисто-щебнистые отложения; 3 – коренные породы в цоколе террас; 4 – геологические границы: а – достоверные, б – предполагаемые; 5–6 – корреляционные линии: 5 – тальвега р. Иль, 6 – геоморфологических уровней.

ТАМАНСКИЙ СЕГМЕНТ ФЛЕКСУРНО-РАЗРЫВНОЙ ЗОНЫ

Таманский сегмент флексурно-разрывной зоны имеет существенно иное строение, поскольку сформировался позже (на позднеорогенной стадии) и на более молодом основании. Здесь амплитуда перегиба по подошве майкопской серии достигает 2 км (см. рис. 1). Наиболее полно строение верхней части данного сегмента этой зоны может быть рассмотрено в пределах антиклинали Синей балки [23], где разнообразие разновозрастных местонахождений, особенно местонахождений мелких млекопитающих, а также применение палеомагнитных исследований [39], позволяет уточнить возраст и выяснить соотношение детально изученных здесь неоплейстоценовых, эоплейстоценовых (калабрий) и палеоплейстоценовых (гелазий) бассейновых и террасовых образований [15, 23, 27, 28 и др.].

В западной части сегмента отложения бассейнового генетического комплекса, дислоцированные в антиклинальные складки, развиты в районе между поселками Кучугуры и Пересыпь и представлены прибрежно-морскими фаунистически охарактеризованными толщами от сарматского до акчагыльского ярусов.

Восточнее, на антиклинали Синей балки наиболее древними дислоцированными отложениями служат песчано-глинистые куяльницкие, слагающие крутое северное и более пологое южное ее крылья. Это крутое крыло с углами наклона 30°–40° и характеризует Таманский сегмент Северной Крымско-Кавказской флексурно-разрывной зоны.

Более молодые отложения представлены на этой антиклинали, во-первых, присводовой покровной толщей, во-вторых, выполняющей небольшой грабен костеносной толщей местонахождения Синяя Балка/Богатыри и, в-третьих, террасовым вложением с местонахождениями Родники‑1 и 2 (рис. 4).

Рис. 4.

Расположение комплекса опорных местонахождений на антиклинали Синей Балки. 1 – пляж, 2 – зоны развития оползней, 3 – геодезические реперы, 4 – участки фаунистических и археологических местонахождений, 5 – комплекс обнажений, изображенных на рис. 6.

Датировка развитых здесь куяльницких отложений опирается на ряд местонахождений фауны мелких млекопитающих и археологических местонахождений. Одно из них, так называемая “рыбнаяˮ линза расположено в непосредственной близости к упомянутому выше грабену на северном склоне, обращенном к морю. Это небольшой тектонический клин песчаного материала, заключенный в грязевулканическую брекчию [15]. Три важных местонахождения Тиздар-1, Кермек и Тиздар-2 группируются примерно в 350 м к западу от этого грабена, где наблюдается толща куяльника, наклоненная под углами около 35°–40° (рис. 5) [15].

Рис. 5.

Принципиальная схема строения участка местонахождений Тиздар-1, 2 и Кермек [15]. 1 – суглинки лессовидные; 2 – глины; 3 – пески; 4 – гравий и галька; 5 – дресва и щебень; 6 – “брекчииˮ грязевулканические; 7–8 – границы геологические: 7 – стратиграфические, 8 – интрузивные; 9 – слоистость песков.

Наиболее древними считаются местонахождения Тиздар-1 и “рыбнаяˮ линза, для которых характерно сочетание примитивной полевки Allophaiomys deucalion и многочисленных корнезубых полевок Borsodia и Mimomys при наличии Lagurodon arankae. Несколько более молодым выглядит местонахождение Тиздар-2, где доминируют Allophaiomys deucalion и Lagurodon arankae, а доля корнезубых полевок существенно снижена [43, с. 16]. По мнению А.С. Тесакова [37, с. 64, 75; 39, с. 18], фауна мелких млекопитающих из местонахождений Тиздар-1 и 2 соответствует самому началу бихария, позднему псекупскому комплексу и относится к концу куяльника черноморской шкалы. В терминах региональной биогеохронологии Восточной Европы микротериофауны местонахождений Тиздар-1 и линзы рыбная относятся к региональной биозоне MQR11, а местонахождений Кермек и Тиздар-2 – к биозонам MQR10-11, и могут датироваться возрастным интервалом 2.1–1.8 млн лет [39, с. 18, 25]. Этот интервал отвечает второй половине гелазия и палеоплейстоцена. К близкому выводу приходит и изучавший малакофауну данного комплекса местонахождений П.Д. Фролов [41]. Принятая датировка подтверждается и современными палеомагнитными данными, поскольку в верхах разреза непосредственно выше всех трех упомянутых местонахождений располагается эпизод Олдувей (1.925–1.780 млн лет) [39, с. 19; 29].

В точке Кермек, которая рассматривается и в качестве раннепалеолитической стоянки, в большом количестве встречены раковины разнообразных солоноватоводных, почти пресноводных унионид, дрейссен, вивипарусов и микромеланий [15, с. 28; 41, с. 660]. По-видимому, именно из этого района описывалась куяльницкая фауна моллюсков вместе с окатанными обломками киммерийских форм [9, 15].

Шарнир антиклинали Синей балки ундулирует. В районе местонахождения Синяя Балка/Богатыри этот шарнир сводово воздымается, образуя антиклинальный увал (рис. 6). Конседиментационное воздымание увала фиксируется присводовым угловым несогласием.

Рис. 6.

Общий вид местонахождения Богатыри/Синяя балка (перспективный космоснимок из базы Google Earth). Рамочкой оконтурено обнажение нижнеэоплейстоценовых отложений, слагающих сводовую часть антиклинали-увала (см. рис. 7, цифры – номера разделов).

Налегающая на куяльницкие (палеоплейстоценовые) отложения к востоку от местонахождения Синяя Балка/Богатыри террасовидная раннеэоплейстоценовая толща (E1) в присводовой части антиклинали-увала характеризуется не только наличием углового несогласия в основании и размывами между слагающими ее слоями, но также нарастанием к востоку их мощностей и фациальными изменениями (рис. 7).

Рис. 7.

Толща нижнеэоплейстоценовых (Е1) отложений на своде антиклинали-увала. А – общий вид с номерами разрезов; Б – сопоставление разрезов, В – гравилитовый прослой; Г – чередование песчаных и гравийных прослоев; Д – граница несогласного налегания слоев. 1 – голоценовый почвенный слой; 2–7 – литология нижнеэоплейстоценовых отложений: 2 – охристые пески, 3 – пески серые с гравием, 4 – слабо сцементированный гравилит, 5 – серые супеси, 6 – суглинки серые, 7 – суглинки бурые и полосчатые (“зеброидные”); 8 – темно-серые глины куяльницкого яруса (палеоплейстоцен); 9–10 – геологические границы: 9 – согласного напластования, 10 – размыва и несогласия; 11 – корреляционные линии.

В западной части данного обнажения к границе куяльника и упомянутой террасовидной толщи приурочено местонахождение фауны (точка “Восточнаяˮ), сходное по составу мелких млекопитающих с местонахождением Тиздар-2 [39, с. 17]. Поскольку данная граница является поверхностью размыва и углового несогласия, можно полагать, что фауна эта была вымыта из подстилающих отложений куяльника, которые, соответственно, могут иметь возраст около 2 млн лет назад или несколько более молодой, т.е. палеоплейстоценовый. Вышележащая террасовидная толща по плеомагнитным данным характеризуется чередованием слоев с прямой и обратной намагниченностью. Вероятно, они могут быть сопоставлены с эпизодом Харамильо, и более ранней частью эпохи Матуяма [39, с. 28]. Учитывая полный интервал возраста эпизода Харамильо (1.07–0.99 млн лет), можно допустить, что возраст формирования данной толщи около 1.5–1 млн лет и соответствует раннему эоплейстоцену (раннему калабрию).

Верхнее колено флексурного перегиба Таманского сегмента Крымско-Кавказской флексурно-разрывной зоны на антиклинали Синей Балки осложнено грабеном растяжения, выполненным среднеэоплейстоценовыми костеносными отложениями местонахождения Синяя Балка/Богатыри (рис. 8) [28].

Рис. 8.

Строение верхнего колена Северной Крымско-Кавказской флексурно-разрывной шовной зоны в районе местонахождения Синяя Балка/Богатыри: А – схема расположения объектов, Б – профиль по линии I-I, В – геологический план участка местонахождения Синяя Балка/Богатыри. На А: 1 – зона активизации оползнеобразования за 2007–2011 гг. (бровки оползневых уступов: а – 2007 г., б – 2011 г.); 2 – участок детальных геологических исследований, показанный на В; 3 – археологический раскоп 2011 г.; 4 – археологические шурфы; 5 – линия геологического профиля I-I. На Б: 6 – разрывные нарушения: а – достоверные (стрелкой показано направление тектонического смещения), б – предполагаемые; 7 – геологические границы: а – толщ, б – слоев; 8 – основной костеносный слой. На В: 9 – разрывные нарушения: а – достоверные с указанием наклона сместителя (1 – вертикальное положение, 2 – опрокинутое залегание), б – предполагаемые; 10 – геологические границы; 11 – залегание слоев: а – нормальное, б – опрокинутое; 12 – орографические оси отрогов; 13 – бровки обрывов; 14 – границы археологического раскопа 2011 г. и плановая археологическая сеть. На Б и В – стратиграфические подразделения: 15 – верхний неоплейстоцен и голоцен нерасчлененные; 16–17 – эоплейстоцен: 16 – средний, 17 – нижний; 18 – куяльник.

Рассматриваемый грабен погружен в куяльницкие отложения – пески и темные глины с включениями материала грязевого вулканизма. Во многих обнажениях рядом с грабеном видно внедрение по трещинам грязевого материала в куяльницкие отложения [27]. В обнажениях, расположенных в присводовой части антиклинального увала к западу от грабена, наблюдаются многочисленные вертикальные каналы грязевого вулканизма. Количество грязевулканического материала местами столь велико, что некоторые авторы предлагают выделять здесь “ксенолитические пакетыˮ куяльницких отложений, залегающие в преобладающей грязевулканической матрице [15]. Во всяком случае, участие грязевого вулканизма и диапиризма в формировании современной антиклинали-увала представляется весьма значительным.

Наблюдаемый в грабене разрез среднеэоплейстоценовой маломощной толщи с юга на север (снизу-вверх по разрезу) представлен на рис. 9.

Рис. 9.

Среднеэоплейстоценовые костеносные отложения на местонахождении Синяя Балка/Богатыри (раскоп 2008 г.).

1. Глины и тонкие пески с ракушечным детритом, линзовидно замещающиеся гравием и перекрывающиеся брекчией. В брекчии наблюдаются мелкие смещения по трещинам. Общая мощность ~0.6 м.

В этом слое присутствует фауна мелких млекопитающих, близкая к фауне из точки Восточная [10, с. 56]. Не исключено, однако, что эта фауна является переотложенной из расположенных рядом куяльницких отложений (kl). Близость переотложения (возможно, всего на первые десятки метров) могла не сказаться на сохранности прочных зубов грызунов. Во всяком случае, реальный возраст этого слоя вряд ли мог существенно отличаться от возраста слоя 3, содержащего более молодую фауну.

2. Пески серые, ожелезненные в нижней части, с отдельными глыбами, костями и палеолитическими артефактами. Присутствие глыб свидетельствует о близости расчлененного рельефа. Не исключена пляжевая природа песков. Мощность 1.7 м.

3. Основной костеносный слой – карбонатизированные пески со щебнем и остатками крупных млекопитающих таманского фаунистического комплекса. Наличие групп костей, располагающихся в анатомической последовательности, свидетельствует о геологической инситности костного материала, а присутствие артефактов указывает на вероятность посещения людьми этого места. Мощность слоя достигает 2.5 м.

Здесь также присутствует фауна мелких млекопитающих, для которой характерно присутствие Allophaiomys ex gr. pliocaenicus [11].

4. Плохо сортированный щебенник с грубо намечающейся слоистостью и слабым песчано-гравийно-дресвяным цементом. Встречаются отдельные кости и их обломки. В щебне преобладают угловатые обломки размером до 5 см в поперечнике. Видимая мощность до 2.5 м.

Общая мощность сохранившейся в грабене среднеэоплейстоценовой толщи составляет 7.5 м.

Фауна из местонахождения Синяя Балка включает остатки Castor tamanensis N.Ver., Canis tamanensis N.Ver., Archidiskodon meridionalis tamanensis Dubrovo, Trogontherium cuvieri Fisch., Eguus aff. sussenbornensis Wust., Elasmotherium caucasicum Boris., Bison cf. schoetensacki Frend. [4, 5, 12].

Возраст слонов из таманского фаунистического комплекса понимается различно от 0.8–1.1 [4] до 1.6 млн лет [35]. Присутствие в данном местонахождении прогрессивной формы полевок Allophaiomys ex gr. pliocaenicus позволяет считать его возраст “не моложе середины эоплейстоцена” [11, с. 56], т.е. порядка 1.2–1.4 млн лет [43]. Фауна сопоставляется с региозоной MQR8 [39, с. 20] (возрастной интервал 1.2–1 млн лет). Слои 1–3 данного разреза обратно намагничены и считаются принадлежащими верхней части эпохи Матуяма, но более молодыми, чем эпизод Харамильо. Поэтому их возраст предлагалось оценивать интервалом 0.8–0.9 млн лет [40, с. 434]11. Суммируя все имеющиеся разноречивые данные можно остановиться на предварительной оценке возраста данного местонахождения интервалом в 1–0.9 млн лет и считать его среднеэоплейстоценовым (E2).

Слои 1–3 данного разреза являются, безусловно, террасовыми образованиями, а в слое 4 присутствуют или даже преобладают склоновые фации.

Небольшие различия в датировке водораздельной террасовидной раннеэоплейстоценовой толщи (E1) и залегающей в грабене несколько более молодой террасовой среднеэоплейстоценовой толщи (E2) местонахождения Синяя Балка/Богатыри, вероятно, свидетельствуют о локальном “расщепленииˮ регионального эоплейстоценового геоморфологического уровня в присводовой части антиклинали Синей Балки.

Приведенные выше данные свидетельствуют о начале конседиментационного вздымания антиклинали до отложения основных слоев костеносной пачки среднеэоплейстоценового местонахождения Синяя Балка.

На расположенных непосредственно к западу от местонахождения Синяя Балка/Богатыри взаимосвязанных обнажениях Родники-1 и 2 в основании разреза залегают куяльницкие отложения. В их кровле “в разрезе Родники-2 обнаружены остатки мелких млекопитающих сходные с находками в местонахождении Тиздар-2 ˮ [39, с. 15]. Эта фауна подтверждает палеоплейстоценовый возраст куяльницких отложений.

Выше с размывом залегают маломощные (0.6–1 м) культуросодержащие отложения, представленные неяснослоистым и линзовиднослоистым сочетанием галечника и гравийника. Они содержат обломки раковин и неопределимые мелкие обломки костей крупных млекопитающих, а в разрезе Родники-1 также остатки мелких млекопитающих. Литология и наклоны слоев культуросодержащих отложений на обнажениях Родники-1 и 2, типичны для склоновых отложений гравитационной природы, обычных для бортов и подножия невысоких возвышенностей. В этой пачке не прослеживаются уровни обживания, свойственные стоянкам. Очевидно это – местонахождение гравитационно перемещенного культуросодержащего материала. Присутствующая в разрезе Родники-1 прогрессивная форма серой полевки Allophaiomys ex gr. pliocaenicus (ранний-средний калабрий) [39, с. 18], очевидно, также является переотложенной.

Эти склоновые отложения подстилают 8–10‑метровую толщу желто-серых и светло-серых прибрежно-морских песков, в которых отмечается перекрестная слоистость дюнного типа, характерная для морского побережья. Данная толща может рассматриваться в качестве морской террасы, на которой залегают маломощные (первые метры) делювиальные суглинки (рис. 10).

Рис. 10.

Разрезы местонахождений Родники-1 (А) и Родники-2 (Б) [43].

На А: 1 – современная почва; 2–3 – песок: 2 – делювиальный серый и желтый, 3 – прибрежно-морской желто-серый, слоистый; 4 – окатыши плотной глины с гальками доломитов и песчано-гравийным заполнителем; 5 – гравий плотный с песком; 6 – галечник слабоокатанный с песчаным заполнителем; 7 – коренная темно-серая глина (куяльник); 8 – прослойки алевритов; 9 – кротовины. 10 – места геодезических измерений (в м). Стрелкой отмечен культуросодержащий слой.

На Б: 1 – современная почва; 2 – суглинок коричневый, делювиальный; 3–4 – песок прибрежно-морской слоистый: 3 – желто-коричневато-серый, 4 – серо-желтый; 5 – галечник слабоокатанный, слоистый с песком, 6–7 – глина: 6 – серо-коричневая, 7 – темно-серая (куяльник); 8 – конкреции глинисто-карбонатные. Цифры справа – номера слоев на А и Б.

Для геоморфологии района важное значение имеет строение антецедентной долины Синяя Балка [23]. Она пересекает антиклинальный увал и открывается в сторону Азовского моря. Не исключено, что эта морская терраса, вложена в расcмотренную выше водораздельную раннеэоплейстоценовую (Е1) толщу или прислонена к ней. Ее цоколь имеет высоту около 32 м над уровнем моря. Налегающая на маломощные гравитационные отложения толща прибрежно-морских песков по геоморфологическому положению, сходна с песчаной толщей в обнажении у мыса Литвинова. Поэтому ее можно предположительно относить к раннечаудинской трансгрессии.

По палеомагнитным данным нижние 3.5 м песков имеют нормальную намагниченность и параллелизуются с эпизодом Харамилло (0.99–1.07 млн лет), а вышележащие 6 м – с концом эпохи Матуяма [40, с. 435]. Предположительно они могут охватывать возрастной диапазон 1.07–0.78 млн лет [39, с. 28]. Поэтому можно полагать, что данная терраса несколько моложе толщи с местонахождения Синяя Балка. Следует также отметить малую надежность палеомагнитных материалов из рассматривамых рыхлых террасовых песков. Это подтверждается, например, тем, что отрицательная намагниченность показана и для среднечетвертичных отложений блока Родники [39, с. 29]. Поэтому нельзя полностью исключать еще более молодого возраста данной террасы.

Поскольку раннечаудинская терраса, развитая между мысом Литвинова и местонахождением Кучугуры, содержит дотираспольских пресноводных моллюсков и, вероятно, дотираспольских млекопитающих, ее формирование началось близко к 0.85 млн лет (начало формирования тираспольского фаунистического комплекса [38, с. 423]). Следовательно, вполне допустимо параллелизовать песчаную толщу местонахождений Родники-1 и 2 с раннечаудинской террасой. Соответственно, культуросодержащие склоновые отложения местонахождений Родники-1 и 2 отлагались в эпоху предчаудинской регрессии.

Данное сопоставление представляется более рациональным, чем мнение И.М. Губкина [7, 8], который сопоставлял с песками нижнечаудинской террасы, содержащими морских моллюсков (Didacna parvula Nal., Monodacna subcolorata Andr., Adacna cf. plicata Eichw. и др.), известных из бакинских слоев, пески основного метонахождения Синей Балки. Показательно, что Н.А. Лебедева [16] считала нижнечаудинские отложения мыса Чауда апшеронскими, а позднечаудинские – нижненеоплейстоценовыми.

Днище балки и развитые в ней две террасы расширяются к северу. Террасовые отложения вскрываются только на нижней террасе, где у русла балки их разрез мощностью около 4 м имеет следующий вид (снизу-вверх):

1. Брекчии грязно-бурые, желтоватые с суглинисто-песчаным заполнителем, залегают с размывом в основании (1–1.2 м).

2. Пески желтовато-бурые, супеси, суглинки, прослои глин, дресвяников и брекчии (2 м).

3. Суглинки серые, грязно-серые со щебнем (0.5–0.8 м).

Более молодые покровные образования представлены суглинками мощностью (до 2 м). Примерно в 150 м восточнее, где высота террасы достигает 18 м, разрез следующий:

1. На неровной с карманами границе размыва залегают брекчии с несортированными обломками и песчаным заполнителем; в основании встречаются обломки костей (0.3 м);

2. Глина зеленовато-серая со щебнем (0.15 м);

3. Дресвяник (0.15 м);

4. Пески буровато-серые, косослоистые (0.1 м);

5. Пески глинистые, супеси зеленовато-серые с дресвой и щебнем (0.15 м);

6. Брекчия щебнистая, охристо-бурая (0.7 м);

7. Пески грязно-серые со щебнем (0.1 м);

8. Щебенник темно-серый с песчаным заполнителем (0.1 м);

9. Глины известковистые, пятнистые серые, зеленовато-бурые (0.5–0.7 м);

10. Покровные суглинки (до 1.5 м).

В нижнем слое (по устному сообщению В.И. Жегалло) содержатся средненеоплейстоценовые (хазарского фаунистического комплекса) Mammuthus primigenius (ранняя форма), Eguus sp., Canis sp. [23, с. 58].

Там же на восточном борту этой долины “в прибровочной” части уступа высотой около 19 м зафиксированы образующие террасовидную поверхность субаквальные отложения мощностью около 1.5 м, представленные ожелезнеными брекчиями с суглинисто-дресвяным заполнителем, переходящие выше в пестроцветные глины. Они с размывом залегают на моноклинальной толще куяльника. Здесь в них обнаружена почти целая нижняя челюсть лошади, которая по определению В.С. Байгушевой и В.В. Титова, принадлежит Equus cf. chosaricus, характерной для хазарского фаунистического комплекса второй половины среднего неоплейстоценаˮ [15, с. 32].

Очевидно, эти два местонахождения связаны с одной и той же средненеоплейстоценовой террасой. Соответственно, более древний внутрибалочный уровень, перекрытый восточнее в местонахождениях Родники-1 и 2 прибрежно-морскими песками, может считаться раннечаудинским (с условным индексом – Q1), а рассмотренный выше и начинающий “расщеплятьсяˮ водораздельный уровень – эоплейстоценовым (c индексом – QE).

Следует также отметить, что на восточном склоне возвышенности, связанной с антиклиналью Синей Балки, “в небольшом карьерчике выше зигзагообразного спуска дороги на пляж в 200 м к востоку от Синей Балки/Богатырейˮ наблюдаются “отложения, которые по литологическим особенностям и условиям залегания могут быть отнесены к нижнему неоплейстоцену (предположительно нижнечаудинский горизонт)ˮ. “Здесь, напротив вершины западного изгиба упомянутой дороги, с резким несогласием на отмеченных выше эоплейстоценовых отложениях залегает толща белесых, светло-серых до кремовых, “сахарныхˮ песков. В базальном горизонте мощностью до 0.5 м наблюдается обогащение обломочным материалом слабой окатанности, горизонт ожелезнен. В целом пески тонкие, отдельными прослоями и линзами ожелезненные, косослоистые, иногда с полуметровыми плитами уплотнения до состояния песчаника, сыпучие, с редкими угловатыми обломками осадочных пород. Толща срезает эоплейстоцен практически до самой бровки абразионного уступа. Контакт с падением на юго-восток под углом около 30°ˮ [15, с. 31]. Таким образом, на западе и востоке рассматриваемой возвышенности, наблюдается однотипное вложение (прислонение) предположительно раннечаудинских отложений. Их некоторые литологические различия могут быть связаны с разнообразием фациальных обстановок прибрежной седиментации.

Изложенные выше материалы по району антиклинали Синей балки позволяют реконструировать определенную последовательность ряда тектонических и геоморфологических процессов.

Верхняя часть куяльницккой толщи накапливалась в условиях мелководного бассейна [39, с. 31], т.е. первоначально была практически субгоризонтальной. Все известные здесь деформации образовались позже палеоплейстоцена.

В раннем эоплейстоцене (1.5–1 млн лет) на своде антиклинали появилась слабо орографически выраженная возвышенность, на которой накопилась маломощная (5–8 м) толща субаквально-субаэральных отложений (E1).

В результате последующего небольшого воздымания на северной периферии этого свода в абразионном врезе отложилась также маломощная (более 7 м) среднеэоплейстоценовая толща (E2) с фауной местонахождения Синяя Балка/Богатыри (1–0.9 млн лет).

Образование грабена, выполненного среднеэоплейстоценовыми отложениями с местонахождения Синяя Балка, связано с формированием верхнего колена флексурного перегиба на севере антиклинали Синей балки (см. рис. 8). Этот перегиб образовался после накопления террасовых отложений с указанным местонахождением.

При формировании перегиба на нем за счет растягивающих напряжений могла появиться раскрытая тектоническая трещина. Вполне вероятна эрозионно-овражная моделировка данной трещины. При этом базисом овражной эрозии мог стать последующий абразионный врез, служащий цоколем для морской террасы, обнаженной на местонахожденях Родники-1 и 2 [39, с. 31]. Поскольку подобная, тектонически предопределенная полость не могла долго существовать, ее заполнение отложениями среднеэоплейстоценовой террасы произошло, скорее всего, практически одновременно с накоплением раннечаудинской террасы.

Вне зависимости от истинной природы погружения массива среднеэоплейстоценовых пород во вмещающие палеоплейстоценовые (куяльницкие) отложения, наблюдаемые их современные соотношения (см. рис. 8В) по правилам геологического картирования должны интерпретироваться как грабенообразные, а границы этих толщ как разрывные.

Таким образом, активизация данного флексурного перегиба и орогенического воздымания началась с чаудинского этапа и определила здесь начало формирования Северной Крымско-Кавказской флексурно-разрывной зоны и наклона слоев куяльника в районе местонахождений линза “рыбная”, Тиздар-1,-2 и Кермек. Данная активизация отвечает по времени началу значительного усиления новейшего Кавказского орогенеза, охватывающего неоплейстоцен [22].

Дальнейшее развитие этого сегмента флексурно-разрывной зоны сопровождалось воздыманием данного борта Таманского седловинообразного поднятия и формированием более молодых элементов террасового ряда. Голоценовая активизация разрывных смещений на Азовском побережье Таманского полуострова, зафиксированная тренчингом, относится к интервалу от 2926–2621 до 802–725 лет назад [33].

Современная тектоническая активность рассматриваемой зоны подтверждается еще и тем, что в апреле–июне 2011 г. в районе мыса Каменный и в 5 км западнее грязевого вулкана м. Пекло произошло быстрое поднятие прибрежного участка дна (длиной 435 м и шириной 50 м) с захватом береговой полосы. Максимальная амплитуда воздымания у береговой линии составляет 3.38 м, а в морской части – до 5 м. Это поднятие в плане совпадает с брахиантиклиналью м. Каменный. В ее ядре обнажаются отложения сармата (панагийская свита), а на крутопадающих крыльях – мэотиса (холоднодолиновская свита). На поверхности наблюдались субверикальные разрывные уступы высотой до 0.5 м, субпараллельные оси складки и осложненные диагональными сдвигами с амплитудой смещения до 1 м. Результаты сейсмоакустического профилирования допускают здесь миграцию глубинных флюидов [32].

СЕВЕРОКЕРЧЕНСКИЙ СЕГМЕНТ ФЛЕКСУРНО-РАЗРЫВНОЙ ЗОНЫ

Северокерченский сегмент флексурно-разрывной зоны, расположенный еще далее к западу, изучен гораздо слабее. Здесь величина перегиба в подошве майкопской серии достигает 1–2 км (см. рис. 1), а в качестве южного края этой флексурно-разрывной зоны обычно рассматривается Южно-Азовский разлом с амплитудой перемещений по кровле майкопских отложений до 0.5 км. В зоне фиксируются флексурные и разрывные смещения верхнеплейстоценовых (карангатских) отложений с амплитудами до 50–60 м и скоростями до 0.3–0.5 мм/год [29]. В районе мыса Казантип в поднятом крыле Южно-Азовского разлома молодая активность ряда тектонических разрывов и современная подвижность территории, подтвержденная геодезическими измерениями, оказались настолько высоки, что обусловили прекращение работ по строительству Крымской АЭС [3, 6, 24, 42].

Следует отметить также определенные черты симметрии в строении северного и южного бортов Западнокавказского новейшего орогена и смежных краевых прогибов.

Во-первых, оба борта ограничены региональными Северной и Южной флексурно-разрывными зонами [20–22]. В них вертикальные амплитуды разрывных смещений меньше амплитуд флексурных деформаций. Для южного борта новейшего мегасвода это было показано ранее [26].

Во-вторых, наблюдается определенное сходство строения поперечного профиля Западнокубанского и Туапсинского краевых прогибов.

Для Туапсинского прогиба характерно выделение двух продольных зон. Северная (внутренняя) из них, более глубокая, отличается присутствием шести выраженных в рельефе продольных гряд диапировых складок, а южная (внешняя) характеризуется постепенным выполаживанием дислокаций и сокращением глубины прогиба [19, 36].

Сходное строение отмечается и для Западнокубаннского прогиба, у которого южная (внутренняя) зона также характеризуется присутствием продольных складок, группирующихся в четыре цепи антиклиналей (рис. 11) [1; 17 и др.], а северная (внешняя) зона – постепенным выклиниванием прогиба.

Рис. 11.

Системы складок на сочленении Северо-Западного Кавказа с Западнокубанским краевым прогибом (по [17]). 1–3 – границы: 1 – основных структурных элементов, 2 – структурных зон второго порядка, 3 – структурных зон Западно-Кубанского прогиба; 4 – основные поперечные разломы (штрихи в сторону опущенного блока); 5 – антиклинальные складки: 1 – Варениковская; 2 – Северо-Адагумская; 3 – Кудако-Киевская; 4 – Северо-Крымская; 5 – Абино-Украинская; 6 – Северо-Ахтырская; 7 – Западно-Варениковская; 8 – Южно-Варениковская; 9 – Северо-Варениковская, 10 – Адагумская; 11 – Медовская; 12 – Арнаутская; 13 – Крымская; 14 – Украинская; 15 – Ахтырско-Бугундырская; 16 – Шуго; 17 – Верхне-Чекупская; 18 – Гладковская; 19 – Даманская; 20 – Южно-Крымская; 21 – Нижне-Баканская; 22 – Южно-Абинская; 23 – Хабльская; 24 – Северо-Шумайская; 25 – Шумайская; 26 – Красно-Партизанская; 27 – Псифская.

ВЫВОДЫ

Таким образом, Северная Крымско-Кавказская флексурно-разрывная зона представляет собой сложно построенную пограничную структуру на сочленении новейших Крымско-Кавказской орогенической гряды и Индоло-Кубанского краевого прогиба. Она делится на три семента с различной историей развития. Это различие определяется преобразованием раннеорогенного Кеченско-Таманского поперечного прогиба в позднеорогенный Керченско-Таманский седловинообразный элемент гряды. Соответственно различны по строению и возрасту сегменты флексурно-разрывной зоны.

Важно подчеркнуть, что краевые Северная и описанная ранее [26] Южная Крымско-Кавказские флексурно-разрывные зоны по амплитудам вертикальных смещений являются крупнейшими новейшими дизъюнктивными структурами рассматриваемого региона. Их положение на рубежах орогенического мегасвода Западного Кавказа и сочленяющихся с ним Западнокубанского и Туапсинского краевых прогибов определяет внутреннее единство и противоположную направленность движений каждой из этих смежных новейших мегаструктур. Все расположенные внутри данных мегаструктур дизъюнктивные структуры по амплитудам вертикальных смещений меньше краевых практически на порядок величин.

Список литературы

  1. Байрак И.К. Нефтегазоносность мезозоя краевых прогибов Предкавказья. М.: Наука, 1982. 82 с.

  2. Беляевский В.В., Егоркин А.В., Солодилов Л.Н., Ракитов В.А., Яковлев А.Г. Некоторые результаты применения методов естественных электромагнитных и сейсмических полей на Северном Кавказе // Физика Земли. 2007. № 4. С. 4–14.

  3. Бондарь А.Л., Выкалюк С.В., Серебрякова Л.И., Энман С.В. Закономерности вертикальных движений земной поверхности в районе строительстве Крымской АЭС // Физика Земли. 1994. № 4. С. 73–77.

  4. Вангенгейм Э.А., Векуа М.Л., Жегалло В.И., Певзнер М.А., Тактакишвили И.Г., Тесаков А.С. Положение таманского фаунистического комплекса в стратиграфической и магнитохронологической шкалах // Бюлл. КИЧП. 1991. № 60. С. 41–52.

  5. Верещагин Н.К. Остатки млекопитающих из нижнечетвертичных отложений Таманского полуострова // Тр. ЗИН АН СССР. 1957. Т. 22. С. 9–74.

  6. Геология и геодинамика района Крымской АЭС / [Гавриленко Н.М., Чекунов А.В., Шнюков Е.Ф. и др.]. Киев: Наукова думка, 1992. 188 с.

  7. Губкин И.М. Заметка о возрасти слоев с Elasmotherium, Elephas на Таманском полуострове // Изв. Рос. АН. 1914. Сер. 6. Т. 8. № 9. С. 587–590.

  8. Губкин И.М. Основные вопросы разработки нефтяных месторождений Ново-Грозненского и Майкопского районов // Нефтяное хозяйство. 1930. № 11. С. 517–527.

  9. Губкин И.М., Варенцов М.И. Геология нефтяных и газовых месторождений Таманского полуострова и ближайшие задачи разведки на газ в пределах Таманского полуострова // Природные газы. 1933. Сб. № 7.

  10. Додонов А.Е., Тесаков А.С., Симакова А.Н. Таманское местонахождение фауны млекопитающих Синяя Балка: новые данные по геологии и стратиграфии // Ранний палеолит Евразии: новые открытия: матер. междунар. конф. Ростов-на-Дону: Южный науч. центр РАН. 2008. С. 53–57.

  11. Додонов А.Е., Трубихин В.М., Тесаков А.С. Палеомагнетизм костеносных отложений местонахождения Синяя Балка/Богатыри // Ранний палеолит Евразии: новые открытия: матер. междунар. конф. Ростов-на-Дону: Южный науч. центр РАН. 2008. С. 57–58.

  12. Дуброво И.А. Новые данные о таманском фаунистическом комплексе // Бюлл. МОИП, отдел геологии. 1963. Т. 32. В. 6. С. 94–99.

  13. Дьяконов А.И., Байдов Ф.К., Кузьменко Ю.Д. Типы локальных структур геосинклинальной и переходной областей (на примере западного окончания Большого Кавказа) // Тектоника Сибири. Т. 5. М.: Наука,1972. С. 149–153.

  14. Жабрев И.П., Дворцова Л.А., Буряк В.Н. О развитии разрывных нарушений в неогеновых отложениях Крымско-Варениковского района // Геол. сборник (Тр. КФ ВНИИнефти). Вып. 13. Л.: Недра, 1964. С. 114–126.

  15. Измайлов Я.А., Щелинский В.Е. Геологическая ситуация раннепалеолитических местонахождений в Южном Приазовье на Таманском полуострове // Древнейший Кавказ: перекресток Европы и Азии. СПб.: ИИМК РАН, 2013. С. 20–39.

  16. Лебедева Н.А. Корреляция антропогеновых толщ Понто-Каспия. М.: Наука, 1978. 136 с.

  17. Левкин Ф.И., Сидоренко С.Ф. Некоторые результаты геолого-поисковых работ на нефть и газ в меловых отложениях Северо-западного погружения большого Кавказа // Геол. сб. (Тр. КФ ВНИИнефти). В. 13. Л.: Недра, 1964. С. 190–199.

  18. Мейснер Л.Б., Туголесов Д.А. Верхнекайнозойские прогибы дна северо-восточной части Черного моря // Геотектоника. 1981. № 6. С. 109–119.

  19. Мейснер Л.Б., Туголесов Д.А. Туапсинский прогиб – впадина с автономной складчатостью // Геотектоника. 1998. № 5. С. 76–85.

  20. Несмеянов С.А. Основные черты неоструктурного районирования Северо-Западного Кавказа // ДАН СССР. 1986. Т. 291. № 6. С. 1449–1453.

  21. Несмеянов С.А. Приповерхностные новейшие структуры Северо-западного Кавказа и смежных областей // Матер. по сейсмическому районированию Северо-Западного Кавказа. М.: Наука, 1991. С. 4–44.

  22. Несмеянов С.А. Неоструктурное районирование Северо-Западного Кавказа (опережающие исследования для инженерных изысканий). М.: Недра, 1992. 254 с.

  23. Несмеянов С.А. Геоморфологические аспекты палеоэкологии горного палеолита (на примере Западного Кавказа). М.: Научный мир, 1999. 392 с.

  24. Несмеянов С.А. Инженерная геотектоника. М.: Наука, 2004. 780 с.

  25. Несмеянов С.А. Генетические комплексы континентальных отложений. М.: Книга и Бизнес, 2012. 397 с.

  26. Несмеянов С.А., Воейкова О.А. Неотектоника зоны сочленения мегасвода Большого Кавказа с Черноморской мегавпадиной // Геоэкология. 2021. № 3. С. 3–18.

  27. Несмеянов С.А., Леонова Н.Б., Воейкова О.А. Палеоэкологическая реконструкция района Богатырей и Синей Балки // Древнейшие обитатели Кавказа и расселение предков человека в Евразии. (Тр. ИИМК РАН. Т. XXXV). СПб.: Петербургское Востоковедение, 2010. С. 47–61.

  28. Несмеянов С.А., Кулаков С.А. Геологическое строение раннепалеолитической стоянки Богатыри/Синяя балка // Древнейший Кавказ: перекресток Европы и Азии. СПб.: ИИМК РАН, 2013. С. 40–50.

  29. Никонов А.А. О сильных землетрясениях на Большом Кавказе в I тысячелетии н. э.: пересмотр исходных данных и каталога // Физика Земли. 1994. № 7–8. С. 107–112.

  30. Овсюченко А.Н. Соотношение различных форм современных тектонических деформаций на Северо-Западном Кавказе // Исследования по сейсмотектонике и современной геодинамике. М.: ИФЗ РАН, 2006. С. 89–104.

  31. Орел В.Е. Продуктивность палеоценовых отложений на месторождении Глубокий Яр и перспективы их разведки на Черноморской площади // Геологический сборник (Тр. КФ ВНИИ. Вып. 13). Л.: Недра, 1964. С. 139–144.

  32. Попков В.И., Фоменко В.А., Глазырин Е.А., Попков И.В. Катастрофическое тектоническое событие лета 2011 г. на Таманском полуострове // ДАН. 2013. Т. 448. № 6. С. 680–683.

  33. Рогожин Е.А, Богатиков А.В., Овсюченко А.Н. Активные разломы и глубинное строение Керченского пролива // Геология и геофизика Юга России. 2015. № 1. С. 65–68.

  34. Рогожин Е.А., Милюков В.К., Миронов А.П., Горбатиков А.В. Овсюченко А.Н. Характеристики современных горизонтальных движений в зонах заметных землетрясений 21 века в центральном секторе Большого Кавказа по данным GPS‑наблюдений и их связь с глубинным строением земной коры // Проблемы тектоники континентов и океанов: матер. LII Тектонического совещания. Т. II. М.: ГЕОС, 2019. С. 173–178.

  35. Саблин М.В. Вероятный возраст местонахождения Синяя Балка (Богатыри) // Ранний палеолит Евразии: новые открытия: матер. междунар. конф. Ростов-на-Дону: ЮНЦ РАН. 2008. С. 96–99.

  36. Тектоника мезозойских отложений Черноморской впадины / [Д.А. Туголесов, А.С. Горшков, Л.М. Мейснер и др.]. М.: Недра, 1985. 215 с.

  37. Тесаков А.С. Биостратиграфия среднего плиоцена-эоплейстоцена Восточной Европы (по мелким млекопитающим). М.: Наука, 2004. 247 с.

  38. Тесаков А.С., Титов В.В., Сотникова М.В., Бондарев А.А., Симакова А.Н., Фролов П.Д. Обновленная биохронологическая схема квартера восточной Европы и Западной Азии // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: матер. X Всерос. сов. по изучению четвертичного периода. М.: ГЕОС, 2017. С. 422–424.

  39. Тесаков А.С., Гайдаленок О.В., Соколов С.А., Фролов П.Д., Трифонов В.Г. и др. Тектоника плейстоценовых отложений северо-восточной части Таманского полуострова. Южное Приазовье // Геотектоника. 2019. № 5. С. 12–35.

  40. Трубихин В.М., Чепалыга А.Л., Кулаков С.А. Возраст стратотипа Таманского комплекса и стоянок олдованского типа на Тамани (по палеомагнитным данным) // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: матер. X Всерос. сов. по изучению четвертичного периода. М.: ГЕОС, 2017. С. 432–434.

  41. Фролов П.Д. Раннеплейстоценовая (куяльницкая) малакофауна местонахождения Тиздар (Таманский п‑ов, Россия): стратиграфия и палеоэкология // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследовани: матер. VIII Всерос. сов. по изучению четвертичного периода. Ростов‑на‑Дону: ЮНЦ РАН, 2013. С. 659–660

  42. Чекунов А.В, Гавриленко Н.М., Шнюков Е.Ф. и др. Геологическая структура и геодинамика района Крымской АЭС // Геофизический журнал. 1990. Т. 12. № 3. С. 3–27.

  43. Щелинский В.Е., Додонов А.Е., Байгушева В.С., Кулаков С.А., Симакова А.Н., Тесаков А.С., Титов В.В. Раннепелеолитические памятники Таманского полуострова (Южное Приазовье) // Древнейшие обитатели Кавказа и расселение предков человека в Евразии. СПб.: Петербургское Востоковедение, 2010. С. 11–46.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Геоэкология. Инженерная геология, гидрогеология, геокриология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал