Тектоника. Изучаемый мной район находится в области сочленения трех крупных геолого-тектонических структур юга Сибири - восточного склона антиклинория Кузнецкого Алатау

 

Изучаемый мной район находится в области сочленения трех крупных геолого-тектонических структур юга Сибири - восточного склона антиклинория Кузнецкого Алатау, Батеневского кряжа и Чебаково-Балахтинской впадины Минусинского межгорного прогиба, в строении которых принимают участие нижний додевонский складчатый комплекс салаирид и верхний рифтогенно-депрессионный комплекс герцинид.

Додевонский комплекс восточного склона Кузнецкого Алатау и Батеневского кряжа (салаириды) представлен рифей-венд-кембрийскими отложениями, собранными в линейные складки, осложненные разноориентированными разломами и прорванные разнообразными интрузивными комплексами рифейского и кембро-ордовикского возраста.

Рифтогенно-депрессионный комплекс герцинид сложен отложениями верхнего силура (?)-девона и нижнего карбона, собранными в простые брахиформные складки штампового типа, также осложненные разломами и прорванные мелкими телами интрузивных пород. Нижний и верхний комплексы разделены крупным региональным перерывом в осадконакоплении и представляют собой самостоятельные структурные этажи.

Додевонский (нижний) складчатый комплекс (салаириды).

Складчато-блоковое строение додевонских толщ восточного склона Кузнецкого Алатау и Батеневского кряжа примечательно наличием разнонаправленных складчатых структур, их торцовым сочленением по разломам.

Пликативные структуры салаирид 1-ого порядка в районе включают Белоиюсский и Батеневский антиклинории, Ширинский и Сонско-Беллыкский синклинории, Юлинскую грабен-синклиналь.

К пликативным структурам 2-ого порядка отнесены: Изекиюльская и Изыкчульская горст-антиклинали, Каратегская, Тюримская, Карышская, Верхнетуимская и Лощенковская антиклинали, Кошкулакская и Катюшкинская синклинали, Сонская антиклиналь, Сыйская и Юлинская грабен-синклинали. Преобладающее (генеральное) простирание структур северо-восточное. Длина складок составляет, как правило, 15-30 км, размах крыльев 6-12 км. Углы падения крыльев колеблются от 15-30° до 70-85° при преобладании - 45-70°. Складки первого порядка осложнены складками второго, третьего и более высокого порядка. Мелкие складки подобного типа развиты в зонах тектонических разломов (Белоиюсско-Ширинский, Юлинский, Сонско-Кортузский и др.) на границе блоков. Крылья многих крупных складок срезаны региональными разломами и представляют собой практически моноклинали. Примером таких структур является Тюримская и Сонская антиклинали, Юлинская грабен-синклиналь. Возраст складчатости оценивается второй половиной среднего кембрия (майский век).

Типичным представителем структур второго порядка является одна из крупнейших складок Ширинского синклинория - Сыйская грабен-синклиналь, которая прослеживается от верховьев речки Большой Сыи к поселку Малая Сыя и далее, пересекая долину р. Белый Июс до Ефремкинского хребта. Общая протяженность этой структуры более 35 км, размах крыльев до 10 км. В строении ее участвуют все известные свиты верхнего докембрия, нижнего и среднего кембрия (кроме кошкулакской). Ось Сыйской синклинали от верховьев речки Королевской Сыи до устья речки Собаки имеет субмеридионалъное простирание и погружается на север под углом 30-50°, С юговостока на северо-запад за счет погружения оси складки толщи рифея сменяются отложениями нижнего и среднего кембрия. Запад-северо-западное крыло синклинали почти вдоль оси нарушено зоной Белоиюсско-Ширинского (Сыйского) разлома, а в бассейне р. Малой Сыи у пос. Малая Сыя и восточнее с. Ефремкино - Кузнецовско-Малосыйским и Усинско-Малосыйским разломами. Последние два разлома виргационно ветвятся, образуя сложную горст-грабеновую структуру. Западное крыло Сыйской синклинали имеет неустойчивое восточное падение под углами 25-85°, однако, преобладают углы падения 40-50°. Восточное крыло синклинали имеет более устойчивые углы падения - 50-60°. В полосе от пос. Малая Сыя до хребта Ефремкинского вдоль оси Сыйской синклинали наблюдаются более мелкие структуры; Ефремкинская антиклиналь и Ефремкинская синклиналь, Безымянная Синклиналь, Малосыйская синклиналь с углами падения крыльевот 50 до 85°.

Дизъюнктивные нарушения развиты повсеместно, хорошо картируются и образуют системы четырех направлений; субмеридионального, субширотного, северо-западного и северо-восточного. Сложная система разрывных нарушений создает "клавишную" (блоковую) структуру региона в целом. Границами всех крупнейших Структурных зон (ангиклинориев и синклинориев) являются долгоживущие разломы северо-восточного направления; Шипилинск-Сисимский, Белоиюсско-Ширинский (Сыйский), Терсинско-Беллыкский (Шунетский), Юлинский, Сонско-Кортузский, Таштыпско-Саксырский. Большинство указанных разломов заложились в додевонское время, многократно подновлялись позднее в условиях девонского континентального рифтогенеза, в начале мезозоя и кайнозое на этапе эпиплатформенной активизации. Ряд разломов контролировали магматическую деятельность, начиная с рифея по ранний девон и даже палеоген. Примером такого длительно живущего разлома является Сыйский разлом (Сыйский грабен), который разграничивает в районе блоки с разными по составу и возрасту интрузивными образованиями.

Не исключено, что в эпоху общего воздымания и сдвигообразования Сыйский дизъюнктив развивался как взброс, но без заметной Сдвиговой составляющей. Позже в эпоху когтахского магматизма вдоль Сыйского грабена внедрилась цепочка вытянутых в северо-восточном направлении тел титанистых габбро. В девоне в этой же зоне сформировались тела щелочных Сиенитов-адамеллитов с многочисленными дайками кварцевых диоритов. Протяженность дизъюнктива более 70 км, максимальная ширина в верховьях речки Большая Сыя достигает 7-8 км.

Разломы северо-западного направления, поперечные к пликативным структурам салаирид, пользуются меньшим распространением. Они, как правило, смещают разломы северо-восточного простирания и наиболее ярко выражены на южном окончании Белоиюсского батолита и на северном Окончании Улень- Туимского плутона. В последнем случае они образуют широкую полосу субпараллельных дизъюнктивов, секущих поперек Катюшкинскую синклиналь, Сонскую антиклиналь, Юлинскую грабен-синклиналь и, повидимому, являются поверхностным проявлением долгоживущего Берешско-Шунетско-Ойского разлома. Сохочул-Матаракский сброс является составной частью этого крупного дизъюнктива.

Разломы субширотного простирания пользуются ограниченным распространением и наиболее хорошо выражены в районе рудника Коммунар. Они проявляются как крупные одиночные нарушения, зоны катаклаза или представлены группами сближенных однотипных дизъюнктивов, образующих Коммунаровский и Бадановский пучки.

Коммунаровский пучок наиболее сложен и состоит из 5-6 дизъюнктивов разного кинематического типа и возраста, расходящихся из бассейна речки Усинской Собаки веером на северо-восток. На меридиане Коммунаровского рудного поля, ширина пучка достигает 5 км. Простирание дизъюнктивов в пучке в восточном направлении постепенно меняется от северовосточного на широтное, образуя дугу радиусом 15-20 км. С учетом кинематического типа дизъюнктивов, их возраста и проницаемости для магм в Коммунаровском пучке можно выделить: 1) систему молодых сбросо-сдвигов и 2) более древюою систему взбросо-сдвигов. Горизонтальные амплитуды смещения по этим дизъюнктивам составляют от 200 до 900 м. Возраст системы субширотных сбросо-сдвигов определяется смещением массива адамеллитов Сохочульского комплекса с возрастом 367 млн. лет. Возраст взбрососдвигов более древний. Если сбросо-сдвиги смещают Сыйский разлом, то взбросо-сдвиги гасятся зоной этого разлома.

Субмеридиональные разломы развиты очень редко, имеют небольшую протяженность (первые километры) и лучше всего наблюдаются в районе рудника Коммунар и в верховьях р. Тюрим (Кошкулакские сбросы). В районе рудника Коммунар наиболее интересным из субмеридиональных дизъюнктивов является Таисьинско-Кузнецовский взбросо-сдвиг, прослеженный на расстояние более 7 км. Сместитель его падает на запад под углами 60-70°. Восточное крыло дизъюнктива сложено метадиабазами белоиюсской свиты нижнего рифея, а западное (висячее) крыло - терригенно-карбонатными породами сыннигской свиты среднего рифея. По разлому наблюдается торцевое сочленение складок, что объясняется горизонтальными крупноамплитудными смещениями. Возраст дизъюнктива, вероятно, среднекембрийский (послескладчатый), но докоггахский, так как срезается интрузиями когтахского комплекса.

Рифтогенно-депрессионный (верхний) комплекс.

Верхний рифтогенно-депрессионный структурный комплекс представлен вулканогенно-осадочными и осадочными отложениями девона и карбона. Orложения комплекса с резким угловым несогласием налегают на сложнодислоцированные толщи нижнего структурного комплекса и Прорывающие их интрузивные образования. В свою очередь на основе наличия углового несогласия между нижним и средним девоном верхний структурный комплекс подразделяется на два структурных яруса. Нижний из них включает вулканогенно-осадочную быскарскую серию нижнего девона. Верхний ярус объединяет осадочные терригенно-карбонатные толщи живетского яруса среднего и верхнего девона и нижний карбон.

Отложения верхнего структурного комплекса осложнены пологими складчатыми структурами и многочисленными разрывными нарушениями.

Пликативные структуры верхнего структурного комплекса по морфологии заметно отличаются от подобных нарушений додевонских толщ. Они в равной степени являются следствием тектонических дислокаций отложений нижнего и верхнего структурных ярусов.

Нижний структурный ярус сложен красноцветным вулканогенно-осадочным комплексом быскарской серии нижнего девона. Пликативные структуры этого яруса сохранились фрагментарно, осложнены дизъюнктивами и имеют субширотное, северо-восточное, субмеридиональное, реже, северозападное простирание осей. Наиболее интересными с точки зрения геологического картирования являются Сохочульские складки придорожной толщи, Кузьменская антиклиналь и Шунетская синклиналь. Длина этих складок колеблется от первый сотен метров до 8-15 км, размах крьльев - от первых десятков метров до 4-6 км, углы падения крыльев складок варьируют в пределах 10-80°. Наблюдается и опрокинутое залегание (Сохочульские складки). Складки открытые, с выпуклой формой замка, штамповые и надразломные. Время образования складок этого структурного яруса - конец раннего девона.

Верхний структурный ярус сложен осадочными терригенно-карбонатными толщами живетского яруса среднего девона, красноцветными, преимущественно терригенными толщами верхнего девона и сероцветными туфогенно-карбонатными толщами нижнего карбона. Пликативные структуры яруса наиболее легко картируются и, как правило, хорошо дешифрируются по аэрофотоснимкам и космоснимкам. Это типичные штамповые складки с меняющимся направлением осей, брахиформные, сундучные и коробчатые, выпуклые и гребневидные. Наиболее интересными складками, с точки зрения геологического картирования, являются: Черноозерская мульда, Абрасская, Северо-Иткульская и Арамчакская антиклинали, Ширинская и Иткульская синклинали. Простирание осей большинства складок северо-западное или северо-восточное. Углы падения крыльев изменяются в широких пределах от 5-10° до 70-80°. Имеются случаи опрокидывания крыльев складок. Однако, преобладают пологопадающие крылья с углами падения от 10° до 45°. Длина складок первого порядка 10-15 км, размах крьшьев от 2 до 10 км. Время образования складок - конец раннего карбона.

Дизъюнктивные нарушения, прослеживающиеся в структурах рифтогенно-депрессионного комплекса, осложняют также и строение салаирид. К таким нарушениям относятся Шипилинский, Сыйский, Шунетский, Юлинский, Сухоербинский, Сохочул-Матаракский разломы. По своему кинематическому типу в этот этап герцинской активности они классифицируются как сбросы или сбросо-сдвиги. Ориентировка сместителей этих дизъюнктивов северо-восточная, северо-западная, субмеридионалъная, редко, субширотная. Протяженность дизъюнктивов изменяется от первых десятков и сотен метров (Шунетские сдвиги) до 10-15 км. Сместители, как правило, крутопадающие или вертикальные. Многие из разломов хорошо дешифрируются по аэрофото- и космоснимкам (Иткульские и Шунетские дизъюнктивы) и по возрасту подразделяются на две группы: нижнедевонские (доживетские) и посленижнекарбоновые. С точки зрения геологического картирования наибольший интерес вызывают мелкие дизъюнктивы, которые сравнительно легко выявляются при дешифрировании аэрофотоснимков, а затем прослеживаются на местности (Сохочульские и Иткульские дизъюнктивы, Шунетские сдвиги).

Кроме тектонических структур линейного типа (складчатых структур и разломов) для исследуемого района характерны так называемые кольцевые структуры, морфологически они выражены в рельефе как области неотектонических поднятий или опусканий с радиальной или центростремительной речной сетью; структурно они проявляются как дайковые поля кольцевого типа, кольцевые разломы. Есть структуры овального типа, практически не выраженные в современном рельефе, а выделяемые по физическим полям и, прежде всего, по плотностной неоднородности.

Кольцевые структуры первого порядка, обусловленные неоднородностями верхней мантии, находятся за пределами площади изучаемого района к ЮЗ и СЗ. Одна из них своим юго-восточным окончанием охватывает северозападную часть Белоиюсского антиклинория в районе с. Ефремкино и рудника Коммунар. К этой дуге приурочены дайковые поля малых щелочных интрузий и кольцевая вулканическая постройка (тейская свита верхнего силура-нижнего девона).

Кольцевая структура второго порядка своим северным окончанием захватывает юг описываемой территории. Она ограничивает области распространения Уйбатского, Солгонского и Белоиюсского гранитоидныx массивов, Кошкулакский выступ дорифейского фундамента. Все указанные элементы располагаются вдоль границы кольцевой структуры. Другая структура второго порядка охватывает северо-восточную часть описываемой территории (Ширинская структура) и, видимо, связана с центрами нижнедевонского вулканизма.

Кольцевые структуры третьего порядка (Малая Ширинская, Шунетская) входят в контуры структуры второго порядка и, видимо, также отражают центры девонского вулканизма.

К кольцевым структурам четвертого порядка относится Карышская кольцевая структура, расположенная в пределах северо-восточного окончания Уленъ-Туимского гранитоидного массива. Структура выявляется по аэрофотоснимкам и подтверждается малымии интрузиями кольцевого типа.

В неотектоническом отношении Кузнецкий Алатау, Батеневский кряж и Чебаково-Балахтинская впадина представляют собой формы мегарельефа или активные морфоструктуры 1-го порядка. Выделение этих четко выраженных в рельефе морфоструктур является следствием разной интенсивности поднятий отдельных блоков на фоне общего неотектонического воздымания горного обрамления Западно-Сибирской низменности.

Исходной поверхностью, при неотектонических деформациях которой возникли указанные морфоструктуры, является доорогенная поверхность выравнивания (доорогенный пенеплен). Реликты поверхности выравнивания усматриваются в уплощенных водораздельных пространствах, сохранившихся в Кузнецком Алатау и западной части Батеневского кряжа. Возраст этой поверхности в пределах Кузнецкого Алатау датируется как позднеюрскомеловой. Восточнее, в пределах Батеневского кряжа, возраст этой поверхности постепенно омолаживается до миоценового. Основное неотектоническое воздымание и формирование основных форм мегарельефа в описываемом районе, как и во всем горном обрамлении Сибири, приходится на плиоценчетвертичное время.

Поскольку в районе не обнаружены до- и синорогенные толши неогенчетвертичного возраста регионального распространения (за исключением пролювиального предгорного шлейфа), методика выявления неотектонических морфоструктур II-го и более высоких порядков (на первый взгляд не выраженных в рельефе) базировалась на морфометрическом анализе новы и изучении линеаментов, Детали неотектонических движений во времени уточнялись при анализе террасовых лестниц. При этом, наиболее полная картина неотектонического строения района была получена при анализе карт базисных поверхностей и, особенно, карт вершинных поверхностей, отражающих блоковую природу неотектонических движений.

В результате, в пределах указанного района выявлена сетка линеаментов разного масщтаба, подразделяющихся на несколько видов по характеру проявления:

- спрямленные участки долин и разделяющие их наиболее глубокие седловины, лежащие на одной линии;

- выраженные в рельефе уступы, разделяющие участки с различной средней абсолютной высотой поверхности, в частности, линейные сгущения изолиний на картах вершинных поверхностей;

- линейные ландшафтные границы (например, границы участков с разным внутренним рисунком рельефа, обусловленным чаще всего различиями в густоте или геометрическом типе эрозионной сети в плане).

Сопоставление выявленной сетки линеаментов с геологической картой показало, что 75 % из них никак не выражены на карте и, следовательно, представляют собой собственно неотектонические разломы. Простирание всех линеаментов-разломов преимущественно северо-восточное и северо-западное, реже широтное и меридиональное. Протяженность их от 4-5 км до десятков км и более. Часть из них уходит за пределы района. Самые крупные и четко выраженные разломы служат границами трех главных вышеотмеченных морфоструктур I-го порядка. Наиболее сложно устроена граница между областями преобладающих неотектонических поднятий. Она состоит из трех кулисообразно расположенных разломов северо-восточного простирания: разлома Северного фаса гор, идущего от широтного участка долины р. Черный Июс до оз. Белё; Ширинского, простирающегося от лога Сохочул через райцентр Шира и далее приблизительно посредине между оз. Белё и Шира; Карасукского, протягивающегося от оз. Шира до меридионального отрезка долины р. Карасук. Расстояние между разломами приблизительно одинаковое и составляет 7-8 км. Меридионально, приблизительно совпадая с долиной р. Белый Июс, прослеживается Белоиюсский разлом.

Наконец, от района пос, Топанов в юго-восточном направлении до верхнего течения р. Сон трассируется Туимский разлом, продолжением которого служит идущий в восток-юго-восточном направлении Ерба- Тесьский разлом. Последние два разлома делят Батеневский кряж на юго-западную приподнятую и северо-восточную относительно опущенную части.

Более мелкие линеаменты - неотектонические разломы II-го порядка расчленяют главные морфоструктуры на структуры II-го порядка - блоки прямоугольной, треугольной и вытянутой формы площадью от 8-10 до 300-350 км², положение которых характеризуется определенной закономерностью. В центральных частях морфоструктур I-го порядка блоковая структура имеет спокойный характер - размеры блоков более крупные, сетка разделяющих их разломов II-го порядка более правильная. Особенно это касается юго-западной части Батеневского кряжа. При приближении к главным разломам, разделяющим морфоструктуры I-го порядка, размеры блоков уменьшаются, сетка разделяющих их разломов теряет свою правильную геометрическую форму, увеличивается контрастность абсолютных отметок поверхности соседних блоков, появляются блоки с четко выраженной тенденцией к относительному опусканию.

Сложным является вопрос об определении амплитуд неотектонических вертикальных перемещений блоков, поскольку в районе отсутствуют надежные реперы, используемые для определения таких амплитуд (стратиграфические уровни в неогеновых отложениях, датированные одно возрастные поверхности выравнивания). Поэтому определялась условная относительная амплитуда вертикального перемещения блоков. За исходный опорный разрез были выбраны поверхности блоков с мелкоостанцовыми денудационными равнинами с минимальными перепадами относительных отметок, формировавшиеся в условиях тектонического покоя за время, предшествовавшее неотектоническому этапу и в течение последнего. Например, водораздельное пространство между блоком, несущим котловину оз. Шира и верховьями р. Карасук; междуречье рек Ерба и Тесь в восточной части Батеневского кряжа. Средняя абс. отметка поверхности таких блоков, принятая за условный "0", равна 400 м и представляет собой абс, отметку доорогенного (донеотектонического) рельефа + минимальная амплитуда неотектонического поднятия всей предорогенной ступени, Амплитуда относительного неотектонического перемещения остальных блоков в этом случае будет равна их абсолютной высоте (определенной с точностью до 100 м) минус 400 м. Таким образом было установлено, что в пределах Чебаково-Балахтинской впадины и северо-восточной части Батеневского кряжа амплитуда положительных вертикальных неотектонических перемещений составила от 100 до 300 м, в юго-западной части Батеневского кряжа - от 200 до 600 м, а в Кузнецком Алатау от 300 до 1100 м. Максимальная разница в амплитудах перемещений двух соседних блоков по "разлому Северного фаса гор" достигает 700 м. Некоторые блоки испытали неравномерное поднятие в разных своих частях (например, правобережье нижнего течения р. Тюхтерек, левобережье р. Белый Июс в районе пос, Балахчино) с уклонами поверхности, достигающими 0.02.

В пределах Чебаково-Балахтинской впадины и северо-восточной части Батеневского кряжа, которые рассматриваются как относительно опущенные морфоструктуры, широким распространением пользуются блоки, поверхность которых в значительной мере или даже полностью сложена аллювиальными, пролювиальными и озерно-болотными отложениями. Такие блоки, очевидно, в неотектонический этап обладали тенденцией к относительному, а возможно, в отдельные моменты, и абсолютному опусканию, амплитуду которого в виду отсутствия данных о мощности рыхлых толщ пока определить затруднительно.

Следует отметить, что южная окраина Чебаково-Балахтинской впадины и восточная часть Батеневского кряжа характеризуется заметно более высокой степени соответствия неотектонического плана тектоническому строению герцинского структурного этажа. Отдельные блоки, испытавшие за неотектонический этап поднятие, в плане совпадают с коробчатыми антиклиналями в девонско-каменноугольных отложениях, а разделяющие их синклинальные мульды рассматриваются как участки, испытывающие неотектоническое опускание.

Из анализа "лестницы" террас и эрозионно-денудационных врезов, лучше всего развитых и изученных в долине р. Белый Июс у пос. Ефремкино, следует, что неотектоническое поднятие района, начавшееся в конце миоцена, шло с остановками и нарастанием общей скорости поднятий от 0.01 мм/год в плиоцене до 0.1 мм/год в среднем плейстоцене и 0.2 мм/год в позднем плейстоцене. 110-120-метровыйэрозионно-денудационный врез, датируемый плиоценом, заметно снижается при выходе из Кузнецкого Алатау в пределы Чебаково-Балахтинской впадины, а более низкие террасы и врезы этой тенденции не обнаруживают. Это является еще одним подтверждением того, что основное поднятие Кузнецкого Алатау относительно Чебаково-Балахтинской котловины приходится на ранне- и среднеплейстоценовое время.

В заключение отметим еще одну особенность неотектоники района. В Кузнецком Алатау при дешифрировании аэрофотоснимков выявлены четко выраженные линеаменты меридионального простирания, не отраженные на геологической карте и совершенно независимые от пластики рельефа, Т.е. еще не "освоенные" эрозией и денудацией. По наиболее крупному из этих линеаментов, тянущемуся от западных склонов г. Пухтаскыл до верховий р. Ачискас, отмечается смещение долины верхнего течения р. Усы с амплитудой 2 км (правый сдвиг). Вероятнее всего, эти линеаменты представляют собой самые молодые современные сейсмически активные тектонические разломы – явление новое, редкое, еще плохо изученное в эпиплатформенных горах с низкой степенью сейсмичности.

Теперь рассмотрим тектонику Крутоярской площади Красноярского края.

В региональном плане тектоника площади относится к складчатой области, вероятно к зоне распространения западных Саян. В центральной части территории наблюдается большая складчатость, нежели чем в краевой.

На территории выделяется три структурных этажа.

Первый этаж включает в себя нижний отдел девонской системы мощностью порядка 3800 метров. Этаж распространен на северо-западе изучаемой территории, а также в центре в районе свх. Крутоярский. Этаж представлен кварцевыми порфирами, андезитовыми порфирами, альбитофирами, вулканическими брекчиями.

Второй структурный этаж включает в себя средний и верхний отделы девонской системы, а также нижний отдел каменноугольной системы, он представлен красными и лиловыми косослоистыми песчаниками, алевролитами, конгломератами, мергелями, аргиллитами и др.Общая мощность этажа составляет порядка 3860 метров. Этаж распространен повсеместно на всей изучаемой территории.

Третий структурный этаж включает в себя нижний отдел юрской системы. Этаж расположен на востоке исследуемой территории и представлен серыми аргиллитами, алевролитами и глинистыми песчаниками с прослоями и линзами каменных углей. Общая мощность этажа составляет около 700 метров.

Также на изучаемой территории наблюдаются различного вида несогласия:

1) Стратиграфическое несогласие между каменноугольной и юрской системами. На карте присутствует только нижний отдел карбона, а верхний и средний отделы отсутствуют.

2) Стратиграфическое несогласие между каменноугольной и юрской системами. На карте отсутствуют отложения пермской и триасовой системы.

3)Стратиграфическое несогласие между юрской и меловой системами. На карте наблюдается только нижний отдел юры,, а средний и верхний отделы отсутствуют.

4) На северо-востоке на контакте отложений бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs и ойдановской свиты

франского яруса верхнего отдела девонской системы D₃od наблюдается несогласие. D₂bs залегает под углом 45°, а D₃od под углом 20°.

5)В южной части территории на контакте отложений бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs и ойдановской свиты франского яруса верхнего отдела девонской системы D₃od наблюдается несогласие. D₂bs залегает под углом 30°, а D₃od – 22°.

6) В центральной части изучаемой территории в районе свх. Крутоярский на контакте отложений живетского яруса толтаковской свиты среднего отдела девонской системы D₂tl и сарагашской свиты живетского яруса девонской системы D₂sr наблюдается несогласие. D₂tl залегает под углом 30°, а D₂sr – 10° и 20°.

7) В районе реки Чернавка на контакте отложений сарагашской свиты живетского яруса девонской системы D₂sr и бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs

наблюдается несогласие. D₂sr залегает под углом 10°, а D₂bs - 35°.

8)На юго-западе изучаемой территории в районе реки Чернавка

на контакте отложений бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs и ойдановской свиты франского яруса верхнего отдела девонской системы D₃od наблюдается несогласие. D₂bs залегает под углом 35°, а D₃od – 18°.