МЕГАЗОНА БОЛЬШОГО КАВКАЗА

Мегазона Большого Кавказа отделяется от эпигерцинской Скифской плиты глубоким Предкавказским краевым прогибом. Тектоническая структура Б.Кавказа очень сложна. Она состоит из выступов основания и более молодых складчатых комплексов, размещенных в вытянутых с запада северо-запада на восток юго-восток антиклинориях, кулисообразно чередующихся по простиранию. Антиклинории соприкасаются друг с другом по зонам глубинных разломов, которые разделяют мегазону Большого Кавказа на несколько опущенных и приподнятых участков. Наиболее приподнятый – центральный участок (Центральный Кавказ). В северных частях блоковых структур широко развиты крутые, а в южных – пологие чешуйчатые надвиги.

Тектоника и стратиграфия.Большой Кавказ в пределах России подразделяется на четыре главных зоны: зону северного склона (Лабино-Малкинскую), зону Передового хребта и зону Главного хребта.

Зона северного склона занимает пологий северный склон Большого Кавказа, а также расположенные южнее Пастбищный и Скалистый хребты. На западе и востоке зона ограничена флексурно-разломными зонами. Сложена она в основном отложениями верхней юры – плиоцена, образующими пологую Северокавказскую моноклиналь, которая несогласно подстилается рифей-палеозойскими образованиями. Основание разреза моноклинали слагают доломитизированные известняки мальма – валанжина. Выше залегают песчаники, глины и ракушечники готерива – альба, мелоподобные известняки и мергели турона – сенона. Завершают разрез мергели и карбонатные глины палеоцена – эоцена с богатой фауной фораминифер («фораминиферовые слои»). Возле Кавказских Минеральных Вод Северо-Кавказская моноклиналь прорвана небольшими телами гранит-порфиров и граносиенит-порфиров миоцен-плиоценового возраста (гг.Бештау, Машук, Железная и др.), приуроченными к субширотному Черкесскому разлому. На севере моноклиналь сложена глинами майкопской серии олигоцена – миоцена и мелководной акчагыльской свитой плиоцена.

Юрская толща Северокавказской моноклинали несогласно залегает на палеозойских и более древних образованиях, обнажающихся в южной части Северокавказской моноклинали. Здесь разрез верхнерифейско-палеозойских образований состоит (снизу вверх) из: гнейсов и кристаллических сланцев чегемской свиты (870 млн лет по К – Аr методу) и зеленых сланцев хасаутской свиты с акритархами верхнего рифея. На хасаутской свите трансгрессивно залегают неметаморфизованные молассоиды урлешской свиты, возраст которой трактуется разными исследователями в рамках от кембрия до силура. Разрез наращивают аргиллиты с прослоями известняков с фауной верхнего силура. Среди силурийских отложений имеются тела серпентинизированных ультрабазитов (Беденский массив), слагающих аллохтонные пластины с тектоническими контактами. Весь рифейско – палеозойский разрез прорван гнейсовидными гранитами раннего палеозоя и «красными гранитами» позднего палеозоя. На размытой поверхности гранитов в верховьях Малки залегают базальные горизонты меловых осадков.

По мнению Е.Е.Милановского (1996), Лабино-Малкинская зона представляет собой южный участок Скифской плиты, вовлеченный в сводовое поднятие Большого Кавказа. В результате этого юрско-палеогеновый чехол плиты приобрел здесь пологомоноклинальное залегание.

Зона Передового хребта представляет собой горст, приподнятый по отношению к зоне северного склона и зоне Главного хребта. Она отделена от последних крупными разломами, южный из которых носит название Пшекиш-Тырныаузского. На участке между реками Кубань и Ардон выходят кристаллические сланцы докембрия. Эта структура является сложным аллохтоном, перемещенным в северном направлении, где глинистые сланцы с граптолитами силура залегают на турнейских известняках (Хаин, 1984). Среди силурийских образований присутствуют породы офиолитовой ассоциации, а также плагиогранитоиды и метаморфические сланцы, перемещенные из зоны Главного хребта. Аллохтон подстилается островодужной осадочно-вулканогенной толщей среднего-верхнего девона, лежащей на терригенно-карбонатных ассоциация шельфа и континентального склона. Аллохтон запечатан сероцветной угленосной молассой серпухова – верхнего карбона. Разрез завершается красноцветной грубообломочной толщей перми и триаса. Молассовые толщи слагают наложенные грабен-синклинальные структуры.

Таким образом, обе охарактеризованные зоны первоначально принадлежали эпигерцинской платформе, а в неогене были втянуты в общее воздымание Большого Кавказа (Хаин,1984).

Зона Главного хребта на севере граничит с зоной Передового хребта по крупному Пшекиш-Тырныаузскому разлому. Эта зона, как и зона Передового хребта, является аллохтоном. Основание его представлено метаморфической толщей – слюдяными сланцами и парагнейсами докембрийского возраста (данные рубидий – стронциевого метода). Выше залегают парагнейсы, амфиболиты, кварц-слюдяные сланцы и мраморы палеозоя с криноидеями. Среди этой палеозойской серии развиты разобщенные реликты офиолитовой ассоциации – габброиды и ультрабазиты, а также тела плагиогранитолидов. Палеозойская толща насыщена гранитными телами позднепалеозойского возраста и разбита разломами на отдельные чешуи, разделенные узкими синклиналями, сложенными сланцево-диабазовой ассоциацией лейаса – аалена. Во многих участках на северные крылья синклиналей надвинуты палеозойские толщи. Возраст надвигов послеааленский, доверхнеюрский.

К северо-западу от Центрального Кавказа происходит погружение доальпийского складчатого основания Большого Кавказа. Здесь в осевой части Гойтхского антиклинория, обнажаются черносланцевые и флишевые толщи нижней и средней юры и мела, сложенные в складки.

Еще западнее Большой Кавказ погружается под олигоцен-четвертичную молассу Керченско-Таманского поперечного прогиба.

Магматизм . В Главном хребте выделяются гранитоиды, слагающие крупные тела, сопряженные с зонами регионального метаморфизма, представленными мигматитами и гнейсами. В верхней части этой гранитно-метаморфической серии встречены тела ультрабазитов, габброидов и плагиогранитоидов, представляющих собой (по мнению В.Е.Хаина) разобщенные части офиолитовой пластины.

На северном склоне Главного хребта известны крупные многофазные гранитоидные интрузивы, состоящие из диоритов, гранодиоритов, микроклиновых гранитов, двуслюдяных и аляскитовых гранитов с жильными отщеплениями в виде керсантитов, спессартитов, пегматитов и аплитов. С ними связан интенсивный калиевый метасоматоз вмещающих пород. Возраст их среднепалеозойский.

В Передовом хребте, в бассейнах рр. Кяфар и Кяфар-Агур, на островодужной ассоциации среднего - верхнего девона и турне залегает сложный аллохтон, представленный офиолитовой ассоциацией, включающей комплекс пород от ультраосновных до кислых. В нижней части аллохтонной пластины залегают серпентинизированные ультрабазиты, габбро-амфиболиты и метаморфизованные до (зеленых сланцев) базальты. Верхнюю часть разреза слагают биотитовые гранито-гнейсы, диорито-гнейсы, плагиогранито-гнейсы, образованные, по-видимому, за счет глубокого метаморфического и ультраметаморфического преобразования офиолитов, переходящего в анатексис. По мнению В.Е.Хаина, покровная пластина была перемещена с юга на север в послетурнейско-предсерпуховское время. Альпинотипные ультрабазитовые тела иногда достигают значительных размеров (Нижнетебердинский, Малкинский массивы).

В зоне Передового хребта значительное распространение имеют небольшие (0,5 – 15 км²) гипабиссальные интрузивные тела с абсолютным возрастом 370 – 360 млн лет. Они сложены серией пород от диоритов до альбит-олигоклазовых гранитов. Жильная серия представлена аплитами и пегматитами.

Наиболее поздние интрузии Передового хребта образуют небольшие штокообразные тела малых глубин становления площадью 1 – 2 км², сложенные диоритами, сиенитами гранодиоритами, гранит-порфирами, граносиенит-порфирами. Они прорывают отложения нижнего карбона. Абсолютный возраст их 255 – 245 млн лет.

На северном склоне Большого Кавказа в Лабино-Малкинской зоне известно множество интрузий «красных» гранитоидов, обнажающихся по рекам: Тызыл, Малка, Индыш-Артыкол, Индыш-Аманкол, Б.Лаба, Сахрай, Белая. К ним относятся Малкинский, Даховский, Эшкаконский и другие массивы малых глубин формирования. Возраст их позднепалеозойский (250 – 300 млн лет по К-Аr методу). Они прорывают аллохтонные пластины серпентинизированных ультрабазитов и трансгрессивно перекрываются триасовыми и юрскими отложениями. Наиболее хорошо изучен Даховский гипабиссальный массив. Вмещающими породами для него являются метаморфические сланцы докембрия и нижнего палеозоя. Верхняя возрастная граница массива определяется по трансгрессивному налеганию на граниты терригенных пород триаса. Этот контакт можно наблюдать в правом борту р.Белой, где на размытой поверхности гранитов Даховского массива залегают полимиктовые конгломераты триаса, содержащие обильную гальку гранитов.

В Лабино-Малкинской зоне развиты мощные толщи основных и кислых лав нижнего - среднего девона.

На северном склоне Центрального Кавказа (Лабино-Малкинская зона) распространены гипабиссальные гранитоидные тела штокообразной формы. Размер их в плане не превышает 4 км². Они образуют цепочки, приуроченные к разломам. В составе этих интрузий присутствует сложная серия пород, включающая диориты, монцониты, сиенитодиориты, гранодиориты и граниты. Значения абсолютного возраста (140 – 80 млн лет) свидетельствуют о меловом возрасте этих интрузий.

Интенсивная магматическая деятельность происходила на Б.Кавказе и в кайнозое. Она была сосредоточена в отдельных районах, где работали вулканы центрального типа. Так, в районе г.Эльбрус (западная часть Центрального Кавказа) кислые лавы, пирокласты и игнимбриты, а также экструзии и гипабиссальные тела образуют единую вулкано-интрузивную ассоциацию. В районе Минеральных Вод имеется группа гипабиссальных лакколитов миоцен-плиоценового возраста, приуроченных к к пересечению субширотным Черкесским разломом поперечного поднятия и сложенных гранит-порфирами, граносиенит-порфирами и сиенит-порфирами. В рельефе они выражены горами: Бештау, Железная, Змейка, Кинжал и др. Абсолютный возраст этих интрузий 30 - 12 млн лет.

Этапы развития Большого Кавказа. Большой Кавказ характеризуется сложной тектонической историей, в течение которой наблюдается чередование этапов высокой подвижности с этапами стабилизации тектонического режима. Е.Е Милановский (1996) выделяет в развитии Кавказа три тектонических этапа – байкальский (средний-поздний рифей – начало кембрия), герцинский (палеозой – триас) и альпийский (юра – кайнозой).

В бассейнах рек Белой, Большой и Малой Лабы (Лабино-Малкинская зона) и в осевой зоне поднятия Главного хребта на поверхность выходят наиболее древние образования. Это условно протерозойские (рифейские) кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты, кварциты. Они имеют северо-западное простирание с крутым северо-восточным или вертикальным падением. Эти метаморфические комплексы с абсолютным возрастом 500 – 870 млн лет развивались преимущественно по терригенному материалу. На этом основании, а также вследствие отсутствия древних офиолитов и продуктов их метаморфизма, Е.Е.Милановский полагает, что континентальная кора Б.Кавказа в байкальский этап не испытала полного разрыва.

Кристаллические сланцы и гнейсы в Лабино-Малкинской (Бачасынской) зоне перекрыты мощной толщей осадков нижнего-среднего кембрия, которые по Е.Е.Милановскому (1996), датируют позднеорогенную стадию байкалид. Этот исследователь полагает, что в конце байкальского этапа Б.Кавказ превратился в приподнятую складчатую страну, границы которой пока до конца не выяснены. На приподнятое состояние системы в этот временной отрезок указывает также отсутствие отложений верхнего кембрия, ордовика и нижнего силура. Разрез палеозоя в Бачасынской зоне продолжают известняки и филлитовидные сланцы верхнего силура. Отсутствие осадков в столь продолжительный временной отрезок свидетельствует, по мнению Е.Е.Милановского(1996), о фазе квазиплатформенной стабилизации региона, поэтому многие тектонисты не выделяют на его территории каледонский тектоно-магматический этап.

В герцинское время в условиях растяжения коры возникли отдельные зоны с океанической корой. Так, в Передовом хребте имеется разрез внутренней (эвгеосинклинальной) части Б. Кавказа. Он состоит из офиолитовой ассоциации (серпентинизированные ультрабазиты, габбро, диабазы, подушечные лавы) и терригенно-кремнистых и вулканических толщ среднего палеозоя. Все породы находятся в аллохтонном залегании. Указанный офиолитовый комплекс был шарьирован с юга в предсерпуховское время в судетскую фазу сильных деформаций сжатия, которые привели также к энергичному складкообразованию в толщах среднего палеозоя. К этому же времени относится внедрение гранитоидов уруштенского комплекса. Офиолитовый комплекс запечатан сероцветной слабоугленосной молассой серпухова, среднего и верхнего карбона и красноцветной молассой перми, включающей также кислые лавы и туфы.

В конце раннего карбона в зоне Главного хребта началась основная эпоха герцинских деформаций, которые продвигались в северном направлении, достигнув Предкавказья на рубеже среднего и позднего карбона (Хаин, 1985). Складчатость и метаморфизм герцинского цикла сопровождались надвигами и шарьяжами в северном направлении от зоны Главного хребта.

К концу палеозоя – началу триаса относятся вертикальные глыбовые движения, сформировавшие крупные разломы, разделяющие структурные зоны Большого Кавказа. К ним в первую очередь относятся Пшекиш-Тырныаузский и Северный разломы, ограничивающие зону Передового хребта.

С позднегерцинскими германотипными движениями в Передовом хребте связаны небольшие штокообразные интрузии, а в Лабино-Малкинской зоне северного склона Б.Кавказа к этому времени относятся множество гранитоидных интрузий малых глубин. Он запечатан сероцветной слабоугленосной молассой серпухова, среднего и верхнего карбона и красноцветной молассой перми, включающей также кислые лавы и туфы и знаменующей орогенный этап герцинского цикла.

После перерыва в осадконакоплении в конце триаса – начале юры наступил киммерийско-альпийский этап развития подвижной системы Б.Кавказа. При формировании этой системы континентальная кора не была разорвана, а лишь утонена вследствие напряжений растяжения. Об этом свидетельствует отсутствие офиолитов альпийского возраста. Геологические разрезы здесь состоят из осадочных комплексов. Вулканические породы в небольшом объеме имеются лишь в лейасе и доггере.

По данным В.Е Хаина, в начале юрского периода вдоль всего Б.Кавказа протягивался глубокий прогиб, в котором накапливались глинистые осадки и проявился толеит-базальтовый магматизм в виде покровов, силлов и даек. В северном борту прогиба М.Г.Ломизе изучены параллельные дайки основного состава, пронизывающие доюрское основание прогиба. Количество даек составляет от 20 до 50% от горизонтального разреза доюрского фундамента, что дает основание считать формирование юрского прогиба в условиях растяжения коры, масштаб которого оценивается в 100 км (Ломизе, 1980).

На рубеже средней и поздней юры произошли мощные деформации сжатия, приведшие к формированию геоантиклинали Б.Кавказа. Поэтому в геоантиклинали Б.Кавказа отложения мальма – эоцена почти не сохранились ввиду их размыва.

На севере существовал Северо-Кавказский прогиб, переходящий в чехол Скифской плиты.

На границе эоцена и олигоцена Б.Кавказ вступил в позднеальпийскую стадию развития. В это время формируются крупные складчато-глыбовые поднятия, краевые и межгорные прогибы. В связи с этим резко меняется характер осадков. Карбонатные «фораминиферовые слои» сменяются темноцветными глинами майкопской серии, которая особенно широко развита в зоне Предкавказских краевых прогибов, на Скифской плите и на периклинальных окончаниях Б.Кавказа.

Начало орогенного этапа альпийского цикла на Кавказе относится к среднему миоцену. Однако в это время (раннеорогенная стадия) воздымание складчатых сооружений не было интенсивным, на что указывает северный источник сноса обломочного материала (Скифская плита), которым питались Предкавказские краевые прогибы. Мощные толщи нижних моласс прогибов состоят из тонких песков, алевритов, глин и мергелей.

В позднеорогенную стадию альпийского цикла Б.Кавказ вступил в позднем миоцене. Интенсивность воздымания складчатых сооружений резко возросла, на что указывает грубый терригенный материал верхних моласс, сносимый с гор Кавказа. Состав галек молассовых толщ свидетельствует о том, что денудация достигала даже доюрского фундамента, ввиду большой амплитуды воздымания территории, достигающей 5 км. Происходили дифференцированные глыбовые вертикальные движения вдоль различно ориентированных разломов. Формирование глыбовой структуры Б.Кавказа сопровождалось извержениями вулканов центрального типа.

Неоднократные тектонические движения в неогене и антропогене обусловили складчато-надвиговые деформации материала, в том числе и в краевых прогибах. В настоящее время Б.Кавказ находится в квазикратонном состоянии, о чем свидетельствует магматизм субсеквентного типа (Эльбрус, Мин.Воды).

Полезные ископаемые Большого Кавказа. В Лабино-Малкинской зоне известно Малкинское месторождение железных руд остаточного генезиса, связанное с корой выветривания палеозойского серпентинитового массива.

К вулканическим толщам девона приурочены медноколчеданные месторождения Уруп, Худес, расположенные в зоне Передового хребта.

Тырныаузское месторождение молидена и вольфрама связано с позднекайнозойским гранитным массивом на Северном Кавказе.

С позднепалеозойскими гранитоидами Лабино-Малкинской зоны связаны полиметаллические месторождения (Эльбрусское и дру.).

С вулканогенно-осадочными толщами нижней-средней юры в осевой зоне Волсточного Кавказа и Центрального Кавказа связаны полиметаллические месторождения (Филизичай, Садон ).

Из нерудных месторождений наиболее важными являются мергели верхнего мела в районе Новороссийска.

Угольные залежи приурочены к отложениям среднего-верхнего карбона в зоне Передового хребта, а также к отложениям лейаса-аалена на Северном Кавказе.

В Западно-Кубанском прогибе месторождения нефти связаны с отложениями палеогена и миоцена (Майкопское, Хадыженское, Анастасиево-Троицкое). В Терско-Сунженском и Дагестанском районах Терского прогиба – с юрскими, меловыми и среднемиоценовыми отложениями.