Меловая система (К)

Нижний мел (К₁)

На правом берегу реки Белой отложения Берриасского яруса выражены белыми и светло-серыми известняками. Общая мощность достигает до 40 м. В основании толщи Готеривского и барремского ярусов залегает небольшой слой конгломерата, выше - мощная толща песков, песчаников и алевролитов. Мощность от 240 м до 2000 м.

Верхний мел (К₂)

Сеноманский ярус (К₂cm) сложен зеленоватыми сильно глауконитизированными песками и песчаниками мощностью до 3 м. Кампанский ярус (К₂cmp) сложен белыми, местами зоогенно-обломочными известняками мощностью до 2 м.

Палеогеновая система (P)

Палеоцен(P₁).

Эльбурганский ярус (P₁el) сложен базальными гравелитами и расположенными выше зелёными песчанистыми мергелями с большим количеством песчаных фораминифер мощностью 0,5 м.

Эоцен (P₂)

Породы эоцена расчленяются на серую, бурую и белоглинскую толщи. Мощность 120 м.

Олигоцен-миоценовые отложения (P₃+N₁)

Майкопская свита сложена однородными темно-серыми глинами. В средней части наблюдаются пласты мелкозернистых песков небольшой мощности(0,5 м). Мощность свиты 600-700 м.

Неогеновая система (N)

Конкский горизонт (N₁knk) сложен толщей крупнозернистых светлых песчаников и глинисто-песчаных образований. Мощность до 150 м.

Четвертичная система (Q)

Современные аллювиальные породы образуют невысокие пойменные террасы, обычно не выше 1,5 м. Сложены они валуно-галечниковым материалом. Древнеаллювиальные отложения слагают речные террасы различной высоты и возраста. Основная часть их представлена тоже галечниками.

Делювиальные отложения развиты и особенно там, где склоны сложены породами, легко поддающимися процессам выветривания

3.2 Тектоника.

Большой Кавказ.

С севера ороген Большого Кавказа обрамляется Западно-Кубанским, Восточно-Кубанским и Терско-Каспийский передовыми прогибами. Южные части Западно-Кубанского и Терско-Каспийского прогибов вовлечены в той или иной степени в альпийское поднятие. Вовлечённость южной части Скифской плиты в поднятие Большого Кавказа создаёт некоторую неопределённость северной границы орогена, условно она может быть проведена по подошве неогеновых отложений.

Южным ограничением служит Кахетино-Лечхумская зона глубинных разломов с наложенными на неё впадинами.

Помимо субширотной зональности в структуре Большого Кавказа выражена и субмеридиональная зональность, отражённая в выделении сегментов, различающихся глубиной залегания фундамента. С запада на восток такими сегментами являются: Таманско-Керчинский прогиб, Западный, Центральный, Восточный сегменты, Апшероно-Кобыстанский прогиб. Западный и Центральный сегменты, различающиеся глубиной залегания фундамента и различным стилем неотектонического строения, разделяются Пшехско-Адлерской складчато-разрывной зоной, представляющей собой ступенеобразный изгиб флексурного типа в отложениях альпийского и киммерийского структурных этажей, осложненный разрывными нарушениями. Границей Западного Кавказа и Таманско-Керчинского прогиба служит Анапская поперечная флексура.

Региональные тектонические элементы “кавказской” ориентировки разделены зонами глубинных разломов. Главный Кавказский, Бекишейский и Краснополянский разломы.

Мобильная зона ограничивала складчатое сооружение Большого Кавказа в юрское время. На большей части своего видимого продолжения (от р. Белой на западе по р. Чегем на востоке) она была выражена одним крупным разломом, а на западном (в бассейне р. Белой) и на восточном окончаниях (в междуречье Баксана и Чегема) имеет более сложное строение и представлена серией узких блоков, разделённых разломами (Юра Кавказа, 1992).

Положение этой зоны разломов контролирует протяжённую Архыз-Гузерипльскую депрессию, выполненную нижне-среднеюрскими юрскими толщами. Главный Кавказский разлом рассматривается в качестве краевого шва Скифской эпигерцинской плиты; представляет собой надвиг, по которому юрские толщи Южного склона надвинуты на кристаллические образования складчато-глыбовой зоны Главного хребта. Бекишейский разлом является краевым швом Закавказской плиты. Согласно геофизическим данным, Главный Кавказский и Бекишейский разломы погружаются в северном направлении, и Скифская плита приподнята относительно Закавказской более чем на 6-8 км. Краснополянский разлом - взбросо-надвиг со сдвиговой составляющей - разделяется альпийские Новороссийско-Лазаревскую и Чвежипсинскую зоны.

Северо-Кавказский краевой массив. Является вовлечённой в альпийское поднятие горного сооружения Кавказа краевой частью Скифской плиты. В пределах Северо-Кавказского краевого массива мезо-кайнозойский чехол, имеющий платформенный облик, слабо дислоцирован и залегает на складчатом палеозойском основании с резким угловым несогласием.

На площади Северо-Кавказского краевого массива в вертикальном разрезе выделяются альпийское поднятие Передового хребта, зона Северного Кавказа зона и Лабино-Малкинская зона моноклинали. Толщи этих структур соответствуют главным этапам развития Большого Кавказа - герцинскому, киммерийскому и альпийскому.

В строении фундамента массива выделяют Карачаево-Черкесский горст-антиклинорий и грабен-синклинорий Передового хребта. В зоне Передового хребта, относительно приподнятой в современном структурном плане и эродированной, выделяются крупные поднятия фундамента - Бескесское на севере и Блыбское на юге, в пределах которых на поверхность выведены породы кристаллиникума, представленные регионально метаморфизованными породами докембрия, вмещающими разновозрастные гранитоиды.

Серия выступов кристаллических пород расположена и на западе Передового хребта в пределах площади полигона - Даховская горст-антиклиналь, Шибабинское и Руфабгинское поднятия.

Выходы пород нарушены многочисленными разрывными нарушениями, которые сформировались в более позднее время. ДКМ имеет в плане линейно вытянутую форму и представляет собой выход крупнейшей главной зоны Кавказа. Разрывные нарушения, приурочены к Даховским гранитоидам, представлены многочисленными вертикальными сбросами различного простирания амплитуды.

На кристаллические комплексы надвинуты нижне-среднепалеозойские толщи Хасаутской синклинальной зоны и тектонических покровов Передового хребта.

На гетерогенные комплексы докембрия - среднего палеозоя наложены впадины, выполненные карбон-пермской молассой, и развитые в западной части Передового хребта верхнепермские - триасовые карбонатно-терригенные породы платформенного облика. В разрезе триаса выделяются два цикла осадконакопления: раннетриасово-карнийский - соответствующий формированию карбонатно-терригенной формации, и норийско-ретский - соответствующий красноцветно-карбонатной формации с рифогенными массивами.

Образования триасового этажа выходят на поверхность в районе Руфабго. Там они смяты в локальную тектоническую структуру- Руфабгинскую брахиантиклиналь, которая имеет субширотную ориентировку и крутые крылья.

Этот этап осложнялся многочисленными разрывными нарушениями. На границе T и J породы триаса подвергались интенсивному складкообразованию, в следствии чего образовались Руфабгинская антиклиналь, мелкие дизгармонные линейные в плане складки. Впоследствии породы этапа подвергались деформации, в результате чего образовались складки субширотного простирания (линейные, наложенные).

С размывом и угловым несогласием на триасовых отложениях и более молодых комплексах западной части зоны Передового хребта залегают толщи нижней-средней юры, отвечающего киммерийскому циклу развития Большого Кавказа и образующие Лабино-Малкинскую зону.

Лабино-Малкинская зона прерывистой юрской складчатости. Нижне-среднеюрские отложения Лабино-Малкинской зоны слагают основание платформенного чехла Северо-Кавказского краевого массива и везде залегают на более древних отложениях стратиграфически несогласно. Они представлены песчано-глинистыми, в восточной части массива угленосными отложениями, иногда содержащими пласты органогенных известняков. В бассейнах рек Кубани и Подкумка в Лабино-Малкинской зоне в связи с тектоно-магматической активизацией проявился раннеюрский вулканизм с образованием лав и лавобрекчий трахиандезитов, андезитов и андезитобазальтов, а также долеритовых силлов и трахиандезитовых некков. (Район прохождения практики).

Предкеловейская тектоника проявилась в районе р. Руфабго. Здесь много крупных разрывных нарушений. В частности крутой надвиг- индские породы надвинуты на среднетоарские и крупный сброс, по которому породы среднего тоара контактируют с анезийскими известняками. Толща дислоцирована в мелкие складки. Ширина зоны нарушения- более 7 м. Выделено 2 крупных разрывных нарушения: надвиг, по которому индские известняки надвинуты на среднетоарские песчаники, и субвертикальный сброс, отделяющий стреднетоарские песчаники от анезийских известняков.

Зона Северо-Кавказской моноклинали сложена мальм-эоценовым терригенно-карбонатным осадочным комплексом, залегающим на среднеюрских отложениях с угловым несогласием. Верхняя юра представлена преимущественно карбонатными отложениями келловейского, оксфордского и кимериджского ярусов, а также карбонатными с прослоями пестроцветных глин и гипсов (в бассейне р. Лабы с залежами поваренной соли) образованиями титонского яруса. Разрез нижнего мела начинается карбонатными или карбонатно-терригенными породами (местами берриасскими, местами волонжинскими).

Верхнеюрский-олигоценовый структурный этаж включает такую локальную структуру, как Северо- Кавказская моноклиналь. Более молодые меловые и палеогеновые образования этого структурного этажа известны за пределами изучаемого района в виде моноклинально залегающей толщи субкавказского простирания, сформированной в период альпийской фазы складчатости. Известняки кимериджского яруса верхнего юры залегают полого с углом 5-10є. Породы верхнеюрского структурного этажа перекрывают разные этажи и комплексы. Последний комплекс-это неоген-четвертичный орогенный. Он образован древними и современными аллювильными отложениями р.Белой.

Более молодые образования нижнего мела имеют преимущественно терригенный состав. Верхний мел представлен в основном известняками и мергелями. В палеогене вновь увеличивается количество терригенных пород.

Складчато-глыбовые поднятия Главного хребта Центрального Кавказа.

Складчато-глыбовые поднятия, слагающие большую часть орогена Большого Кавказа, характеризуются проявлением разрывной тектоники в домезозойском фундаменте, разбитом на блоки, а также широко развитыми явлениями тектонического срыва альпийского осадочного чехла с кристаллического основания. Срыв альпийского чехла произошёл в раннеальпийскую эпоху (в конце средней юры) и более молодые мальм-эоценовые отложения образуют среднеальпийский неоавтохтон.

Складчато-глыбовое поднятие Главного хребта Центрального Кавказа, отделённое от Северо-Кавказского краевого массива Пшекиш-Тырныаузским разломом, образует кристаллическое ядро Главного хребта, сложенное метаморфическими докембрийскими и нижне-среднепалеозойскими породами, прорванными интрузиями. В некоторых местах, главным образом на западном и восточном погружениях кристаллического ядра, сохранились от размыва неметаморфизованные верхнепалеозойские отложения, представленные терригенными среднекарбоновыми - нижнепермскими и карбонатными верхнепермскими породами.

Более широко (в грабенообразных впадинах) развиты нижне-среднеюрские отложения, близкие по фациальному облику платформенным отложениям Северо-Кавказского краевого массива. На южной периферии - Архыз-Гузерипльская депрессия.

Мальм-эоценовый осадочный комплекс, развитый преимущественно на северо-востоке и западе поднятия, залегает несогласно и в фациальном отношении аналогичен платформенным отложениям Северо-Кавказского краевого массива, отличаясь от них большей дислоцированностью.

Расположенное в восточной части Большого Кавказа складчато-глыбовое поднятие Бокового хребта сложено юрскими, меловыми и палеогеновыми отложениями, в фациальном отношении сходными между собой, и близкими отложениям Главного хребта Центрального Кавказа.

Магматизм

Выделяют два типа естественных ассоциаций магматических комплексов, происхождение которых различно: 1) ассоциация основных и кислых пород, существенно натриевых по составу, проявляющаяся и в эффузивной и в интрузивной фациях; эта ассоциация включает в интрузивной фации ультраосновные серпентинизированные породы; 2) ассоциация, состоящая в интрузивной фации главным образом из пород гранодиоритового и гранитового состава -- до габбро-диоритов и габбро; последние появляются в результате локальных процессов ассимиляции и контаминации гранитной магмы основным материалом ассимилируемых пород; в эффузивной фации эта ассоциация характеризуется значительным развитием кислых эффузивов (липаритов, дацитов), количественно все же подчиненных излияниям, по составу близким к андезитам и меньше к андезито-базальтам.

В соответствии со схемой геоструктурного расчленения северного склона Главного Кавказского хребта, предложенной В.Н. Робинсоном, могут быть выделены следующие основные структурные зоны этой области, ориентированные в северо-западном направлении и характеризующиеся развитием специфических проявлений магматизма. Зона Передового хребта. Антиклинальная структура Передового высокогорного хребта сложена в центральной части высоко метаморфизованными породами типа слюдистых кристаллических сланцев, амфиболитов, гранатовых кристаллических сланцев. По северной периферии зоны Передового хребта высоко метаморфизованные породы ядра структуры сменяются толщей относительно слабо метаморфизованных зеленокаменных пород. Нижнепалеозойский комплекс. К антиклинальной структуре Передового высокогорного хребта приурочен нижнепалеозойский комплекс магматических пород, представленный в эффузивной фации диабазами, спилитами, альбитофирами и альбитизированными порфиритами, а в интрузивной -- последовательной серией: габбро-амфиболиты, серпентиниты, тоналиты, натриевые граниты и натриевые аляскиты. Интрузии сопровождаются жильной серией гранит-порфиров, пегматитов и аплитов, приуроченных часто к вмещающим породам. Для кислых членов комплекса характерны натриевый облик и специфика породообразующих минералов интрузий и контактно измененных вмещающих пород, вытекающая из этой особенности. С формированием интрузий этого комплекса в абиссальных условиях связаны процессы натриевого метасоматоза, приведшие к образованию своеобразных пород -- альбит-олигоклазовых кварцевых диоритов. В пегматитовых и мощных кварцевых жилах, производных от интрузий натриевых гранитов, широко распространены апатит, стронциевый цоизит, бариевый целестин, рутил, мусковит и другие минералы. Скарновые залежи в контактной зоне натриевых гранитов содержат большое количество апатита, ильменита и в меньшем количестве магнетит, гематит и другие минералы. Нижнепалеозойский комплекс пород распространен главным образом в пределах структурной зоны Передового хребта. В других структурных зонах Северного Кавказа встречаются фрагменты этих относительно древних магматических образований. В перевальной зоне Главного хребта (верховья рек Аксаута, Марухи и др.) к этой же серии пород могут быть отнесены так называемые тектопиты. Верхнепалеозойский комплекс. Структура Передового хребта имеет сложное тектоническое строение, обусловленное разрывами как в направлении линейной ориентированности зоны, так, по-видимому, и в направлении, близком к перпендикулярному. Сложность дифференциальных движений вдоль главных направлений разрывов привела к тому, что в северной подзоне обнажаются в различных блоках различные фации последующих внедрений гранитоидных пород верхнего палеозоя. К этому комплексу мной отнесены интрузии красных гранодиоритов и гранитов с прорывающими их телами красных, реже серых лейкократовых гранитов и более поздних аляскитов в бассейнах рек Белой, Caxрая, Эшкакона и Малки. К этому же магматическому комплексу относятся эффузивы палеолипаритового и палеодацитового состава, сопряженные с красноцветными конгломератами и углистыми песчаниками, и с нижнепермскими сланцами рек Малой и Большой Лабы, Аксаута и Теберды. В структурно опущенных блоках с развитием верхнепалеозойских эффузивов вдоль региональных разломов, отделяющих северную подзону от южной, вместе с сериями эффузивов ассоциируются неккоподобные тела дацитового и гранит-порфирового состава (по рекам Maлой и Большой Лабе, Бескесу и др.), местами пористые, с обильными лепешкообразными включениями внешне отличных пород. Эти гипабиссальные образования, вероятнее, рассматривать как корни вулканических излияний -- жерловые образования, заполняющие протяженные трещины в земной коре. Магматические образования представлены и в интрузивной и в эффузивной фациях. Последовательность формирования интрузий обычная -- от более основных пород (диориты) к кислым (аляскиты). Для эффузивной фации, несмотря на повторяемость извержений вулканических продуктов различного состава (от андезитов до липаритов), все же вероятнее, что извержения начались с кислых лав. Если считать последними порциями магмы, завершающей вулканическую деятельность, те штокообразные тела, которые представляют корни излияний, то можно думать, что последние этапы вулканической деятельности сопровождались подъемом вязкой магмы дацитово-риолитового состава (граниты, гранит-порфиры). Малые интрузии среднего -- верхнего палеозоя. Следует сразу оговориться, что смысл выделения малых интрузий, с моей точки зрения, вызывается главным образом особенностями фациального их положения. Я не стою на точке зрения фетишизации металлогенической роли малых интрузий как формации с совершенно неопределенными границами по вещественному составу и оторванной от других, близких по возрасту проявлений магматизма. По южной периферии Передового хребта, близ сочленений этой структуры с промежуточной зоной продольных депрессий, древние толщи, в том числе и нижнепалеозойские магматические породы, прорваны гипабиссальными телами -- малыми интрузиями. К этому комплексу малых интрузий относятся массивы гор Ятыргварта, Магишо, Закан, Карабек, сел. Верхняя Теберда и др. Малые интрузии формировались в гипабиссальных условиях, и этим определяются специфические особенности их структуры и минералогического состава. Сравнительная быстрота кристаллизации и удаление летучих привели в ряде случаев к сохранению следов неравновесности состава. По химическим особенностям и особенностям породообразующих минералов эти интрузии сходны с некоторыми разновидностями гранитов Главного хребта. Малый объем интрузивных масс и большая роль ассимиляционных процессов сказались на особенностях структур и вещественного состава этих интрузий по сравнению с таковыми гранитоидов комплекса Главного хребта. По источнику происхождения (имея в виду магматический очаг) малые интрузии нельзя отрывать от близких по возрасту крупных интрузий. Можно лишь предполагать их своеобразие вследствие специальной направленности дифференциации в отшнуровавшихся локальных очагах на более высоких уровнях по отношению к общему источнику. Зона Главного хребта. В пределах зоны Главного хребта могут быть выделены две подзоны -- подзона Северного склона и перевальная подзона. В антиклинальной структуре подзоны Северного склона развит комплекс гранитоидов Главного хребта, интрудировавший в толщу метаморфических пород, включающих фрагменты магматических пород и кристаллических сланцев нижнего палеозоя. Все обоснования для определения возрастных границ, расчленения на фазы формирования и выявления фациальной принадлежности интрузий этого комплекса изложены достаточно подробно в моей работе. Формирование этого комплекса происходило в три интрузивные фазы. Более ранняя, гранодиоритовая фаза создала крупные, морфологически единые, но сложные по составу массы гранодиоритов с краевыми фациями до диоритов и габбро-диоритов. Последующие интрузивные фазы привели к формированию массивов: а) двуслюдяных гранитов, сопровождаемых собственной лейкократовой жильной серией, и б) аляскитовых гранитов, также сопровождающихся пегматитами, аляскитами и гидротермальными жилами. Интрузии первой фазы и частью вмещающие породы в глубинных условиях подверглись наложению калиевого метасоматоза (микроклинизация), что привело к преобразованию части гранитоидов первой фазы и вмещающих их породы в порфировидные граниты и порфировидные гнейсо-граниты. Наиболее активными с точки зрения взаимодействия с вмещающими породами были интрузии двуслюдяных гранитов: с ними связаны биотитизация, турмалинизация и мигматитизация вмещающих пород. Характерно отсутствие в пределах интрузивных тел гранитной и аляскитовой фаз меланократовой жильной серии типа лампрофиров. В гранодиоритах встречено всего два случая жильных, целиком измененных (карбонатизированных) бескварцевых пород типа тонкозернистых диоритов. В то же время во вмещающих породах южной периферии Мало-Лабинского участка развития гранитоидов этого комплекса достаточно широко проявлены жилы спессартитового состава. В перевальной подзоне широко развиты метаморфизованные породы типа габбро-амфиболитов, прорванные пластовыми интрузиями олигоклазовых гранодиоритовых и альбитовых гнейсов (так называемые тектониты), петрографически сходных с нижнепалеозойскими интрузиями Передового хребта. В этой подзоне развиты также мелкие тела свежих гранодиоритов и гранитов, а также жильные тела габбро-диабазового состава, которые, возможно, являются мезокайнозойскими магматическими образованиями. С мелапократовыми дайками этой подзоны (мезокайнозой) связана сульфидная минерализация (медные колчеданы, пирротины, залегающие иногда в самих изверженных телах). Кайнозойская группа изверженных горных пород Северо-Кавказской складчатой области гораздо более четко обособляется от изверженных пород других возрастов; она представлена разностями, более ясно очерчиваемыми по составу и последовательности образования, чем мезозойская серия. Работы Ф.Ю. Левинсон-Лессинга по лавам Центрального Кавказа и последующие работы многих исследователей (С.П. Соловьев и др.) позволяют думать, что излияния кавказских вулканов начались с липаритовых лав, сменились дацитовыми и закончились массовыми излияниями андезитов. Для кайнозойского комплекса характерна повышенная щелочность пород, особенно пород экструзивной фации, о чем свидетельствуют роговая обманка щелочного облика и пироксен с примесью эгириновой частицы. Характерно, что в экструзивных образованиях с высоким содержанием SiO2 наблюдается обычно присутствие амфибола и пироксена, что правильнее объяснить гипабиссальными условиями сравнительно быстрой кристаллизации магмы, ассимилировавшей материал боковых пород.

Эволюция магматических процессов

Магматическая деятельность на Северном Кавказе проявлялась на протяжении всей его геологической истории, в течение которой сформировались многочисленные и разнообразные по составу и возрасту изверженные породы.

Древнейшие магматические образования, преобразованные в различные метаморфические породы, в настоящее время известны в., протерозойских отложениях Лабино-Малкинской зоны и зоны Главного хребта. Сформировавшиеся в условиях эвгеосинклинального прогиба, они представлены эффузивами спилит-кератофировой формации и тесно с ними ассоциирующими мелкими гипабиссальными телами гранофировых плагиогранитов.

В раннем палеозое заключительной эпохе байкальского диастрофизма, вероятно, предшествовало внедрение интрузий гипербазитовой формации, известных в тех же структурно-формационных зонах. Последовавшие затем поднятия, очевидно, сопровождались формированием интрузий гранитной формации, типа гранито-гнейсов р. Мощевой.

Новый этап геосинклинального погружения отмечается в среднепалеозойское время. Ограниченное распространение верхнесилурийских отложений, неясность их стратиграфических соотношений со среднедевонскими образованиями не дают “возможности достоверно судить о происходивших в это время на Северном Кавказе геологических процессах. Можно лишь предположить о проявлении в эту эпоху поднятий, с которыми; возможно связано внедрение гранитоидных интрузий уруштенского комплекса. Начиная со среднего девона в обособившемся прогибе накапливается мощная толща вулканогенных отложений спилит-кератофировой формации, с которыми, по-видимому, генетически связаны мелкие субинтрузивные тела плагиоклазовых порфиритов и кварцевых альбитофиров. Эффузивный магматизм завершается к верхам девона формированием субщелочных основных пород. Последовавшее в раннем - карбоне замыкание эвгеосинклинального прогиба Передового хребта совпало с формированием сложного карабекского комплекса, относящегося к габбро-плагиогранитной группе формаций. В этот же период геологической истории в соседних с зоной Передового хребта зонах Лабино-Малкинской и Главного хребта сохранились устойчивые поднятия. В раннем карбоне территория Северного Кавказа испытывает интенсивное складкообразование, которому в зоне Главного хребта, по мнению некоторых исследователей, предшествует внедрение плагиогранитных интрузий.

В позднем палеозое, отвечающем заключительным этапам развития палеозойской геосинклинали, смена геотектонической обстановки приводит к резкому изменению характера магматизма. Так, в зонах Главного хребта и Лабино-Малкинской в этот период формируются многообразные гранитоидные массивы, занимающие значительные площади. В то же время в зоне Передового хребта магматическая деятельность проявляется в ином плане. Главную роль здесь играют плутоно-вулканические образования, подчиненные молассовым отложениям среднего и верхнего карбона и нижней перми. Только в западной части Передового хребта в позднем палеозое появляются интрузии ятыргвартского комплекса, представленные гранитами, гранодиоритами, диоритами и габбро.

Следующий этап магматизма на территории Северного Кавказа начинается с ранней юры. Существовавшие в ранней и средней юре в Осевой зоне эвгеосинклинальные условия привели к формированию типичных образований спилито-кератофировой формации и петрографически связанных с ними субвулканических тел кварцевых кератофиров, диабазов и диабазовых порфиритов. В платформенной Лабино-Малкинской зоне в это время проявляется вулканизм андезитового состава, сопровождаемый образованием субвулканических тел. На Восточном Кавказе с кратковременными поднятиями в средней юре связаны дайки “диабазового пояса”.

С конца средней -- начала поздней юры в предорогенную стадию развития альпийской геосинклинали в пределах Гойтхского антиклинория (Западный Кавказ) формируются экструзии и гипабиссальные тела гранитоидного состава, а в осевой части зоны Главного хребта -- сложный комплекс интрузивных пород, относящихся, видимо, к габбро-плагиогранитной группе формаций.

В меловую эпоху проявления магматической деятельности известны на Западном Кавказе и прилегающих районах Южного склона. Представлены они гипабиссальными и субвулканическими телами натровых порфиров и габброидов повышенной щелочности. Вероятно, к этому же времени следует отнести образование в Лабино-Малкинской зоне (р. Чегем) штокообразного тела субщелочных габброидов.

В кайнозое в связи с общим поднятием территории Северного Кавказа, по-видимому, к местам сочленения продольных разрывов с поперечными оказались приурочены центры магматической деятельности. К этому времени относится формирование магматических образований, относящихся к формации субвулканических гранитов. Завершается магматическая деятельность на Северном Кавказе извержениями Эльбруса и Казбека.

Фазы внедрения

Бассейн реки Белой характеризуется широким распространением интрузивных пород, различающихся как по составу, так и по возрасту. В исследуемом районе интрузивные образования можно разделить на 4 комплекса:

1. I комплекс ультраосновных пород

2. II комплекс гранитоидов - I фаза внедрения

3. III комплекс гранитоидов - II фаза внедрения

4. IV жильный комплекс - III фаза внедрения

Ультраосновные породы являются древнейшими среди интрузивных пород. Они представлены серпентенитами. В этих породах встречались прожилки белого кальцита. В устье р. Липовый серпентиниты прорываются прорываются жилой роденгита - первая фаза внедрения. Породами этого комплекса сложена основная часть ДКМ. Породы представлены гранодиоритами. В Результате метосамотоза состав гранодиоритов меняется в широких пределах.

Вторая фаза внедрения представлена лейкократовыми гранитами, содержащими небольшое количество мелкочешуйчатого биотита, который часто заменяется на мусковит. Описываемые граниты мы наблюдали по р. Белой, в верховьях ручья Сюк . Тела лейкократовых гранитов представляют собой штоки.

Третья фаза внедрения представлена многочисленными аляскитовыми, аплитовыми, пегматитовыми многочисленными жилами. Пегматиты прорывают Даховский кристаллический массив и выходы протерозойских кристаллических сланцев. Аляскиты по своему составу в целом аналогичны лейкократовым гранитам. Аплитовые граниты - породы светло-розового цвета, мелкозернистой структуры, массивной текстуры. Мощность жил до 30 см (устье р. Золотого).

Кристаллические породы

Магматические образования на рассматриваемой территории входят в состав кристаллиникума. Обнажены в составе массивов и вскрываются скважинами. Магматические образования представлены протрузиями гипербазитов, единичными дайками метааплитов и широко развитыми массивами гранитоидов.

Гипербазиты

Среди гипербазитовых пород района преобладают серпентиниты. Они обнажаются в зонах крупных тектонических нарушений Даховской горст-антиклинали и образуют Тхачский серпентинитовый массив.

Серпентиниты Даховской горст-антиклинали

В пределах Даховской горст-антиклинали они прослеживаются по р. Сюк и её притокам (б. Берёзовая и др.), в нижнем течении балки Липовая, а также на левобережье р. Белой, в среднем течении р. Догуако, в балке Колесникова, несколько линз серпентинитов откартировано в зоне надвига в истоках левых притоков реки Сибирь (Филиппов, 1981).

Контакты с вмещающими метаморфическими породами и гранодиоритами тектонические. Отмечается чередование тектонических пластин амфиболитов и серпентинитов.

Серпентиниты, будучи приуроченными к зонам крупных тектонических нарушений, образуют протрузии, имеющие форму линзовидных тел, шириной до нескольких десятков метров при протяжённости до 0,5 км. Выходы обычно разбиты на блоки, которые, в свою очередь, рассечены разломам, трассируемыми зеркалами скольжения с карбонатно-тальковым и чёрным серпентинитовым материалом.

Лейкократовые граниты имеют активные магматические контакты с серпентинитами: сложенные ими жилы и небольшие дайки секут серпентиниты в ущелье р. Сюк и по балке Липовой. Экзоконтактовые изменения серпентинитов выражены узкими зонами оталькования. Близ устья б. Липовой в зальбандах гранитоидных инъекций описаны асбестовые жилки мощностью до 3-4 см .

Тхачский серпентинитовый массив расположен в верховьях р.Тхач. Ультрабазиты имеют тектонические контакты с кристаллическими сланцами метаморфического комплекса и трансгрессивно перекрываются базальной толщей нижнего триаса (местами контакт с триасовой толщей проходит по крупным тектоническим нарушениям). Зоны контакта осложнены сериями разрывных нарушений незначительной протяженности, приуроченные к таким зонам серпентиниты рассланцованы.

Массив сложен массивными серпентинитами от темно-зеленого до черного цвета.

Серпентиниты представлены хризотиловыми и хризотил-антигоритовыми разностями.

В качестве реликтовых минералов встречаются ромбические (бронзит, гиперстен) и моноклинные пироксены (диопсид), оливин (Безбородько, 1912; Соболев, 1952; Бызова и др., 1958). Вероятно, материнская порода была сложной по составу и включала в себя различные разности.

Серпентиниты пересечены жилами и прожилками кальцита, благородного серпентина, офита и хризотил-асбеста.

Метааплиты

В приустьевой части ручья Липового амфиболиты и амфиболовые гнейсы метаморфического комплекса секутся маломощной дайкой метаморфизованных аплитов. Это лейкократовая порода гранитового состава с лепидогранобластовой структурой. Их контакты с гранитоидным массивом не обнажены, но метаморфизм пород уверенно указывает на более древний возраст метааплитов.

Гранитоиды

В западной части зоны Передового хребта гранитоиды широко распространены под покровом мезо-кайнозойского осадочного чехла и обнажаются в составе кристаллических массивов.

Небольшие тела диоритов, кварцевых диоритов и плагиогранитов, присутствующие в составе Даховского массива, связываются с начальной фазой магматизма. Главная фаза гранитоидного магматизма представлена гранодиоритами, занимающими большую часть массивов и широко развитыми по данным бурения и интерпретации геофизических данных под покровом осадочного чехла. С гранодиоритами фациально связаны дайки пегматоидных гранитов. Е.И. Коваленко с соавторами (1984) описано “растворение” даек пегматоидных гранитов в основной массе гранодиоритов. Следующая - гранитная - фаза магматизма проявилась в формировании небольших интрузивных тел, представленных биотитовыми и двуслюдяными гранитами. Формирование массива завершилось внедрением малых интрузий лейкократовых гранитоидов. Как граниты, так и связанные с ними малые интрузии имеют чёткие секущие контакты с метапородами балканской свиты, серпентинитами и породами гранодиоритовой фазы.

Плагиограниты

Плагиограниты развиты на водоразделе левых притоков реки Сибирка и реки Догуако, где залегают в тектоническим блоке северо-северо-восточного простирания. Приуроченность к разломной зоне определяет интенсивную переработку пород. Катаклазированные разности приобретают грубомилонитовую структуру.

Гранодиориты

Гранодиориты являются наиболее распространенным породами в пределах Даховского, Руфабгинского и Шибабинского массивов, а также широко развиты на описываемой территории под покровом осадочных толщ.

В пределах Даховского массива представлены активные магматические контакты гранодиоритов вмещающими метаморфическими толщами. Вблизи контакта они содержат большое количество ксенолитов амфиболитов и гнейсов, ориентированных согласно с общей сланцеватостью в породах балканского комплекса. Размер ксенолитов от 1х10 см до 0,3х1-3 м. (Коваленко и др., 1984). Так в районе баритового месторождения в экзоконтакте массива описана зональность: амфиболовые гнейсы - биотитовые гнейсы - гнейсы с разложенными темноцветными минералами (слабогранитизированные гнейсы - гранито-гнейсы (кварцево-микроклиновые с реликтами амфиболов) - гранодиориты (Любченко, 1980).

3.3 История геологического развития

Этапы и эпохи образования складчатости

Кавказ относится к складчатым сооружениям Средиземноморского пояса, который заложился еще в рифее. Окраинные части этого пояса претерпели складкообразовательные движения в палеозое, превратившись в эпигерцинские плиты. К числу их относится Скифская плита, лежащая в основе Предкавказья. Середина пояса закрылась в конце плиоцена и относится к альпийской складчатости. В рассматриваемом регионе она представлена мегантиклинорием Большого Кавказа и отделена от плиты Терско-Каспийским и Кубанским краевыми прогибами.

В тектоническом развитии Кавказа выделяют 3 этапа: догерцинский, герцинский и альпийский.

В догерцинский этап(рифей -- нижний палеозой) на Кавказе господствовал геосинклинальный режим. В докембрии территория подвергалась складкообразованию, которое еще раз повторилось в каледонскую складчатость. С последней связаны многочисленные интрузии, способствовавшие оруденению Большого Кавказа. Неплохо изучена батолитовая интрузия гранитов Б.Кавказа.

В эпоху герцинской складчатости (карбон-пермь) Предкавказье и Кавказ были дифференцированы на систему субширотных геосинклинальных прогибов. В карбоне геосинклинали Предкавказья и Большого Кавказа испытали мощные поднятия и рельеф приобрел горный облик. Эта горная страна уже к нижней перми была разрушена до состояния пенеплена. В триасе эти поверхности были разбиты разломами на множество узких грабенов, в которых накапливались осадочные и вулканогенные осадки. Геосинклинальный режим существовал лишь в пределах Южного склона Б.Кавказа.

Альпийский этап формирования Кавказа начинается с юрского периода. В нем различают 3 стадии. В раннюю стадию Юрского периода территория подвергалась значительному опусканию и морской трансгрессии по осям двух синклинальных зон. Одна протягивалась вдоль южного склона Кавказа, переходя на северный в Дагестане. Вторая -- Малокавказская протягивалась почти параллельно первой. В обеих геосинклиналях шло интенсивное накопление осадков. Мощность нижнеюрских отложений достигает максимума (до 10 км) в Дагестане и Азербайджане. В Закавказье к этому времени приурочен интенсивный вулканизм. В конце юры произошло поднятие территории и регрессия морей. Морской режим сменился лагунным. Средняя стадия (мел -- начало Pg) характеризуется нисходящими движениями земной коры, распространением трансгрессий. В верхнем мелу, в фазу максимальной трансгрессии, море затопило всю территорию Кавказа, включая Главный хребет. В конце мела тектонические движения привели к поднятию осевой зоны. В Закавказском нагорье с мезозойскими тектоническими движениями были связаны подводные вулканические извержения и образование эффузивов и туфогенных осадков. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей почти весь Кавказ .

Позднеальпийская стадия (Палеоген-четвертичный период) делится на 2 этапа. В течение первого, Кавказ превратился в обширный остров, слабо подверженный эрозионным процессам. На месте геосинклинали Кавказа формировалась единая обширная геоантиклиналь -- область погружения превращалась в область поднятия. Малокавказская геосинклиналь и Закавказье превращались в зоны погружений -- геосинклинали и быстро заполнялись грубообломочным материалом. Так, толщи конгломератов в предгорьях Северного Кавказа имеют мощность до 2 тыс.м, в результате чего море было вытеснено из передовых прогибов и произошло соединение Кавказа с Русской равниной (четвертичное время).

В Закавказском нагорье и на Талыше в палеогене происходили подводные излияния лавы.

В палеогене и неогене, когда Кавказ был островом, он был покрыт вечнозеленой тропической растительностью (полтавская флора). Однако начиная с олигоцена сюда проникают элементы тургайской флоры, которые, смешиваясь с полтавской, дали начало средиземноморско-тургайской флоре -- древней, реликтовой, преимущественно лесной растительности. В сарматский век (неоген) обособились колхидский и гирканский (талышский) флористические центры. Для этой флоры были характерны: магнолии, камфорный лавр (элементы полтавской флоры), а также ива, груша, граб, орех, ильм, клен (тургайская флора). Из хвойных росли секвойя и сосна. Позднее флора Кавказа приобретала все более бореальный облик, северные формы вытесняли тропические и субтропические вечнозеленые растения, что, наконец, привело к господству листопадных лесов.

К концу N рельеф Кавказа подвергался сильным эрозионным процессам. В результате получили широкое распространение формы зрелого рельефа и расчлененными глубокими ущельями. Амплитуда четвертичных поднятия в осевой зоне составила 1,5-2,5 тыс.м, по периферии намного меньше.

Поднятие Закавказского нагорья приурочено к 2 зонам по краевым горным хребтам Малого Кавказа и массивам Джавахетско-Армянского нагорья (Арагац, Гегамский хребет, часть Зангезурского хребта). В Джавахетско-Армянском нагорье широко проявился четвертичный вулканизм. В это же время в Б.Кавказе регионами вулканизма были Эльбрус, Казбек. Тектонические движения и общее похолодание климата в северном полушарии привело к развитию горного оледенения. Прослеживаются 2 ледниковые эпохи, соответствующие периодам московского и валдайского оледенений.

В современную эпоху тектоническое развитие Кавказа продолжается. Район осевой части Кавказа, хребтов Малого Кавказа, Джавахетско-Армянского нагорья продолжают подниматься со скоростью 1-2 см/год. Колхидская и Куринская низменности погружаются со скоростью до 0,6 см/год. Этим объясняется сейсмичность Кавказа. Это зона 6-7 балльных землетрясений. Восточная часть южного склона и Закавказское нагорье -- зона проявления восьмибалльных землетрясений.

Этапы формирования осадочного чехла

Отложения, слагающие Кавказ, можно разделить на три комплекса, соответствующие определенным этапам развития региона. Древнейшие докембрийские отложения, представленные гнейсами и разнообразными кристаллическими сланцами, встречаются в осевой части Главного хребта и в Северокавказском краевом массиве.

Герцинский этап развития начинается с девона. Область прогибания в это время охватила все Предкавказье и Большой Кавказ.

В Предкавказье накапливались преимущественно терригенно-карбонатные морские отложения. По южной окраине зоны прогибания (Пшекиш-Тырныаузская шовная зона) в девоне и раннем карбоне сформировалась мощная (до 5-6 км) вулканогенно-осадочная толща, представленная основными, реже кислыми эффузивами и их туфами в сочетании с глинистыми сланцами, песчаниками и известняками. В конце нижнего карбона произошла герцинская складчатость, сопровождавшаяся внедрением магм, после которой весь регион существует как орогенная область. Средне- и верхнекарбоновые отложения представлены типичной молассой. Пермские и частично нижнетриасовые отложения -- континентальные песчано-конгломератовые толщи с кислыми эффузивами и их туфами. На западе Большого Кавказа верхняя пермь представлена маломощными известняками.

Отложения этих двух комплексов образуют нижний структурный ярус гор и складчатый фундамент Скифской плиты.

Существенная перестройка структурного плана произошла на Кавказе в конце триаса -- начале юры, когда резко усилились тектонические движения. Произошло раздробление на отдельные глыбы и общее опускание южной части герцинской складчатой области (территории современного Большого Кавказа). С этого времени начинается альпийский этап развития, в течение которого северный склон Большого Кавказа представлял собой миогеосинклиналь. Здесь накопились достаточно мощные нижне- и среднеюрские песчано-глинистые отложения. Местами мощность их превышает 10-12 км (Короновский В.Н., 1976), но может сокращаться и до 2-3 км. К середине юры трансгрессия распространилась в восточную часть Скифской плиты. В средней юре произошла слабая складчатость, местами внедрились гранитные интрузии. Вслед за этим началась верхнеюрская трансгрессия, отложения которой представлены преимущественно карбонатными породами (известняками и доломитами). Эта трансгрессия охватила и Скифскую плиту, в пределах которой отлагались разнообразные по составу отложения (терригенные, карбонатные, соленосные, гипсоносные и пестроцветные). Поднятия в конце юры привели к регрессии моря и смене морских отложений лагунными в пределах Большого Кавказа.

В мелу снова началась морская трансгрессия, которая частично охватила и Скифскую плиту. Низы нижнего мела представлены на Кавказе различными известняками с прослоями мергелей и песчаников. Остальная часть разреза слагается терригенными породами, что свидетельствует о возобновлении поднятий.

Обширная верхнемеловая морская трансгрессия охватила не только Большой Кавказ, Скифскую плиту, но и юг Восточно-Европейской платформы. Отложения ее представлены комплексом карбонатных пород. На Большом Кавказе это -- известняки и мергели, на Скифской плите -- мергели и писчий мел, достигающие местами мощности 2 км. Лишь в самых низах толщи встречаются терригенные отложения. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей практически всю территорию Кавказа. Лишь вдоль осевой части гор оставалась цепь островов, вытянутых с запада-северо-запада на восток-юго-восток. Позднее все шире распространялись поднятия, начавшиеся в центральной части Большого Кавказа, на границе мела и палеогена.

Палеогеновые поднятия привели к образованию в области Большого Кавказа массива суши, который в дальнейшем все более разрастался, но до среднего неогена все еще оставался островом. Палеоцен-эоценовые отложения северного склона Большого Кавказа представлены песчано-мергельными толщами мощностью в первые сотни метров. На Скифской плите песчано-глинистые отложения этого возраста, накопившиеся в относительно мелководных морях, распространены широко.

В олигоцене (Р3) Большой Кавказ вступил в орогенный этап развития, в течение которого происходило формирование горного сооружения Кавказа и связанных с ним краевых прогибов. Предкавказский краевой прогиб, состоящий из отдельных частных прогибов, заложился по северной периферии во время еще невысокого поднятия Большого Кавказа. Он сложен мощной толщей пород олигоцен-четвертичного возраста. В пределах всего краевого прогиба распространены отложения майкопской серии (олигоцен-нижнемиоценовые), представленные темными, часто битуминозными глинами с различной примесью песчанистого материала. Майкопская серия формировалась в основном за счет материала, поступающего со Скифской плиты, но и с Кавказа в это время поступал еще достаточно тонкий материал, так как в раннюю орогенную стадию (олигоцен -- средний миоцен) происходило спокойное поднятие небольшой амплитуды. В позднеорогенную стадию (поздний миоцен -- антропоген), когда темп воздымания гор резко возрос и в результате мощных восходящих движений возник высокогорный рельеф, усилилось его разрушение, в краевых прогибах стал накапливаться более грубый материал с обилием конгломератов -- грубая моласса.

В конце миоцена -- раннем плиоцене происходит воздымание поперечного поднятия (Ставропольское поднятие -- Минераловодческий перешеек -- Центральный Кавказ -- Дзирульский массив в Закавказье), в результате которого освобождается от моря центральная часть Предкавказья и возникает огромная суша, протянувшаяся к Волге. Благодаря этому единый Черноморско-Каспийский бассейн разделяется на два, следствием чего явились различия в осадконакоплении в западной и восточной частях Скифской плиты. Лишь временами связь между этими морскими бассейнами возобновлялась по Манычскому прогибу и Кавказ вновь отделялся от Восточно-Европейской (Русской) равнины.

Плиоценовые отложения отличаются большой фациальной изменчивостью. На поднятиях отложения многих горизонтов совсем отсутствуют или мощность их уменьшается: обычно колеблется в пределах десятков, реже -- сотен метров. В целом отмечается постепенное расширение континентальных фаций и сокращение морских. Лишь в акчагыльскую трансгрессию произошло затопление пониженных участков.

Наряду с поднятиями горных областей в позднеорогенную стадию и формированием высокогорного рельефа шли процессы континентальной денудации. Наметились и основные орографические элементы Большого Кавказа -- хребты осевой зоны и куэстовые гряды северного склона, которые, правда, были ниже, чем в настоящее время. На границе Большого Кавказа с эпигерцинской Скифской плитой в миоцен-плиоценовое время возник Минераловодческий магматический район, где произошло внедрение интрузий (Пятигорские лакколиты).

В четвертичное время благодаря новым поднятиям произошло резкое омоложение рельефа Большого Кавказа. Поднятие носило сводовый характер. В ядре центральной части Большого Кавказа амплитуда четвертичного поднятия достигала 2,5 км (Гвоздецкий Н.А., 1954), уменьшаясь к периферии. Общее поднятие; за неоген-четвертичное время составило здесь 5 км, в восточной части -- около 4 км, а на северо-западе -- до 1 км. Предгорные впадины продолжали испытывать погружение, но оно компенсировалось аккумуляцией продуктов разрушения гор. На окраинах Большого Кавказа и в Предкавказье в нижнечетвертичное время продолжалось складкообразование. Породы осадочного чехла здесь местами образуют своеобразные платформенные складки. Так, Ставропольская возвышенность является огромной антиклинальной складкой с широким пологим северным крылом и более узким крутым южным.

Неоген-четвертичные поднятия и общее похолодание климата в северном полушарии привели к развитию на Кавказе горного оледенения. Единого мнения о количестве оледенений нет. Обычно выделяют три-четыре ледниковые эпохи. На Кавказе обнаружены следы позднеплиоценового (апшеронского) оледенения. Нижнеплейстоценовое оледенение достоверно неизвестно. По-видимому, оно было менее значительным, чем среднеплейстоценовое (рисское).

Рисское оледенение было максимальным. Оно охватывало не только Главный хребет, но и передовые. Ледники по долинам опускались на 30-45 км. Ледники подножий опускались до 500 м. Верхнеплейстоценовое (вюрмское) оледенение было только горно-долинным. Ледники подножий отсутствовали. Площадь оледенения значительно превышала современную, но уступала рисской. Для вюрмского оледенения характерно восемь стадий отступания ледников в западной части Кавказа и до шести стадий -- в восточной. Четвертичное похолодание сильно повлияло на развитие флоры и фауны Кавказа.

3.4 Геоморфологическая характеристика

В районе практики выделяется четыре генетических типа рельефа: структурно-денудационный, эрозионно-аккумулятивный, денудационно-эрозионный, техногенный.

Структурно-денудационный тип.

К этому типу рельефа относится куэста Скалистого хребта, имеющая региональное распространение, а также породы Гутской и Монахской синклиналей. Происхождение куэстового пояса обусловлено моноклинальным залеганием мощного осадочного покрова, слагающего покровы северного склона Кавказского хребта и неодинаковым его литологическим составом. Главное значение имеет устойчивость этих пород к денудации.

В районе практики Скалистый хребет расчленяется долиной реки Белой. Долина реки морфологически выражена: в южной части района в виде глубокого каньона, практически без аккумулятивных образований. В междуречье Даха и Грузинки находится Гутская синклиналь. Ее обособление обусловлено поднятием ДКМ и образованием ограничивающих разломов в районе г. Гут. Вершина г. Гут сложена прочными ааленскими известняками. Южнее гранитного данный тип рельефа представлен юрскими породами Монахской синклинали.

Эрозионно-аккумулятивный тип.

К этому типу рельефа относятся речные долины рек Белой и Дах. Долины рек хорошо разработаны, склоны пологие по всей длине кроме южной части, где Белая прорезает каньон в ДКМ, террасированные. Тип речной сети перистый. Общий геоморфологический характер речных долин связан с понижением их к основным тектоническим структурам.