Главная
В настоящей статье использована схема районирования Северного Кавказа, приводившаяся в более ранних работах. Согласно этой, достаточно общепринятой, схеме выделяются четыре основные структурно-формационные зоны: 1) Бечасынская, 2) Передового хребта, 3) Главного хребта и 4) Южного склона. Строение этих крупных структурных элементов Северного Кавказа и история их развития различны. Субмеридиональные, длительно развивающиеся разломы в сочетании с разломами субширотного направления создают блоковое строение Кавказа.
1. Бечасынская зона. Фундамент ее сложен в основном дислоцированными кристаллическими сланцами и гнейсами докембрия. Oн вскрывается в долинах большинства рек — от Лабы на западе до р. Черек Балкарский па востоке. Наиболее полный разрез докембрийского кристаллического фундамента, а также разрезы палеозойских и мезозойских толщ, слагающих мульдообразные прогибы в докембрийском фундаменте, наблюдаются по долине р. Кубани.
Магматические формации докембрия, не отраженные на схеме, требуют более детального картирования и петрологического изучения. В первом приближении разрезы докембрия дают возможность выделить две мощные толщи: докембрий I — толща слюдистых, слюдисто-гранатовых, эпидот-цоизитовых кристаллических сланцев и гнейсов и докембрий II — толща амфиболитов, зеленокаменных (хлорит-эпидотовых) порфиритов и порфироидов.
В пределах развития докембрийских толщ могут быть выделены конкретные магматические формации последующих эпох магматизма.
К таким формациям снизу вверх относятся.
а. Додевонская (ордовикская) габбро-сиенитовая формация р. Аман-кола, представленная габбро, габбро-сиенитами, сиенитами, жильными титан-авгитовыми габбро, красноватыми ортоклазовыми гранитами с жильной серией аплитов и редких пегматитов.
б. В пределах площадей развития толщ докембрия выделяются дайковые серии пироксеновых габброндов, подвергшихся воздействию верхнепалеозойских гранитов (район Малкинского массива), дайки порфиров и гранит-порфиров среднего—верхнего девона с абсолютным возрастом (К-Аг метод) около 350 млн. лет.
в. Формация порфиров и гранит-порфиров (D2-D3), слагающая депрессии в пределах докембрия по разрезу р. Кубани.
г. В верхнем палеозое докембрнйскпй фундамент подвергался дислокациям, с которыми связано проникновение отдельных даек микрокли-новых гранитов или сложных ассоциаций глубинных пород типа значительно эродированного Малкинского гранитного массива или менее эродированной ассоциации гранитоидов р. Индыш.
На схеме показаны мощные проявления магматизма, начавшиеся в нижней—средней юре. Они известны в пределах Карачаевского блока, где долеритовая—трахиандезитовая — гранодиорит-гранитовая формации образуют магматический комплекс, формировавшийся в условиях консолидированной платформы.
Бечасынская зона сочленяется с зоной Передового хребта по субширотному (СЗ—ЮВ) разлому глубокого заложения. Наиболее молодые образования филлитов, вулканогенов среднего—верхнего девона, залегающие на северном крыле антиклинальной структуры Передового хребта и несогласно перекрытые верхним карбоном, тектонически сопряжены с породами фундамента Бечасынской структурной зоны. При этом часто вдоль разлома выведены на поверхность перемятые породы субстрата с включенными серпентинитами и древними (500 млн. лет) плагиогранитами. Такой контакт хорошо наблюдается на р. Теберде — у сел. Нижне-Тебердинского; аналогичные контакты известны в урочище Котел, на Малой Лабе и на Кубани.
В развитии структур Кавказа, как это было показано еще всвальдом, существенную роль играли субмеридиональные разломы разновременного заложения. Наложение таких разломов привело к созданию блокового строения всего Северного Кавказа и усложнению контура сочленения зоны Передового хребта с Бечасынской зоной. В результате сочленение этих зон в разрезе Кубани значительно смещено к югу.
Формирование тектонического шва северо-западного простирания между Бечасынской зоной и зоной Передового хребта не древнее верхнего девона и, несомненно, древнее нижней юры.
2. Зона Передового хребта наиболее полно отражает эволюцию магматизма среднепалеозойского геосинклинального прогиба Северного Кавказа, блоковое строение Кавказа в целом. Лабинский блок, охватывающий междуречье Большой Лабы — Уруштена, — это глубоко вскрытая часть антиклинальной структуры, где в ядре выведены метаморфические толщи, сложенные гнейсами, гнейсо-гранитами, кристаллическими слюдистыми гранатовыми сланцами с мощными пачками амфиболитов и серпентинитов. Северная периферия кристаллического ядра (разрез Малой Лабы) сложена метаморфическими породами фации зеленых сланцев (ордовик по данным абсолютного возраста). Более верхняя часть разреза к северу, вплоть до сочленения с Бечасынской зоной, сложена верхнедевонской филлито-вулканогенной толщей с конгломератами в основании.
Возраст кристаллического субстрата Лабинского блока, вероятно, древнее ордовика. Об этом свидетельствует постепенность перехода зеленокаменных пород ордовика к кристаллическим сланцам и метаморфическим гнейсам по р. Уруштен, близ ее устья.
Выше уже отмечалось, что на крыльях структуры сохранились девонские (ордовикские?) зеленокаменные образования, участвовавшие в складчатости. В девоне (ордовике?) происходило и формирование магматических пород уруштенского комплекса, сопровождавшееся мощными процессами гранитизации и образованием «согласных» тел плагиогранитов. На опущенных участках блока сохранились от денудации отложения перми, триаса и юры.
В карбоне (верхнем!) и в перми для Лабинского блока были характерны субплатформенные условия; закладывались прогибы, формирование которых сопровождалось проявлениями кислого наземного вулканизма (липариты Кутана, Большой Лабы и др.), а по расколам интрудировали гранит-порфиры, интрузивные фельзиты (Пскент и др.). Юго-восточнее Лабинского блока структурная формационная зона Передового хребта испытывает погружение.
Значительно меньшие площади кристаллического субстрата этой зоны развиты в верховьях р. Кяфар и по р. Теберде выше сел. Верхне-Тебердинского. В разрезах же рек Даут и Кубань фундамент зоны Передового хребта на поверхности не вскрывается. Существенное развитие здесь приобретают вулканогены верхнего девона, осадочные и эффузивно-экструзивные формации среднего—верхнего карбона и перми. Как правило, верхнедевонские вулканогены прорываются штоками плагиогранит-порфиров, выше по разрезу не проникающими.
Сочленение зон Передового и Главного хребтов фиксируется тектоническим швом, к которому приурочены затронутые дислокациями вулканогенные и осадочные формации перми. Поскольку простпрание зоны Передового хребта юго-восточное, а тектонической шовной зоны — субширотное, структура Передового хребта срезается структурной зоной Главного хребта, что четко обозначается на карте-схеме. К востоку от Кубани зона Передового хребта прослеживается по выходам верхнего-девона, карбона и перми. Воздымание зоны Главного хребта происходило, вероятно, в посленижнеюрское время.
3. Зона Главного хребта сложена кристаллическими породами глубинной фации, среди которых выделяется субстрат, образованный кристаллическими сланцами и гнейсами додевонского возраста. На этом субстрате в течение верхнего девона, карбона и, вероятно, перми развивались осадочные формации. Магматические образования верхнего палеозоя — комплекс гранитоидов Главного хребта формировался в глубинных условиях и в основном не выходил за пределы додевонского кристаллического субстрата. Только изредка отдельные небольшие массивы или дайки гранитоидов проникали в осадочные толщи верхнего этажа.
Очень важно для геологии Кавказа установить истинный геологический возраст «сланцев Главного хребта», спор о котором продолжается свыше ста лет.
Геологические факты по соотношениям изверженных пород с толщами филлитизированных сланцев (изредка с девонской микрофауной), ороговикованных песчаников, конгломератов и некоторых даек с палеозойскими гранитами свидетельствуют о доюрском возрасте этих мета-морфизованных образований зоны Главного хребта. Однако в Северной: Осетии в бассейнах рек Фиагдон и Гизельдон известны случаи находки юрской фауны в сходных породах. Вместе с тем накоплено достаточно материалов, свидетельствующих, что в пределах зоны Главного хребта в юре происходило осадкообразование, приведшее к формированию песчано-аргиллитовых толщ флишоидного характера. Такие толщи перекрывают зону Главного хребта западнее верховьев р. Пшеха. Слабо метаморфизованные аргиллиты в верховьях р. Санчаро с угловым несогласием налегают на дислоцированную толщу девонских филлитов с прорывающими их гнейсированными породами.
Все это дает основание для более строгого анализа уже накопленных и вновь получаемых фактов о стратиграфическом положении толщи филлитов, ороговикованных песчаников и конгломератов зоны Главного хребта в Осетии и в верховьях р. Малой Лабы.
В пределах зоны Главного хребта развиты.
1. Древний (додевонский) субстрат кристаллических сланцев, гнейсов, в значительной части переработанных под воздействием гранитоидов верхнепалеозойского магматического комплекса. В разрезе р. Даут обнажена контактовая зона гранитов и вмещающих пород субстрата.
2. Осадочно-метаморфизованные, частично контактно-ороговикованные породы второго структурного этажа. В настоящее время возраст филлито-конгломератовой толщи (Северная Осетия) обычно принимается за юрский. В некоторых разрезах наблюдается развитие формации габброидов. Встречаются также согласные тела гнейсированных ортоклазовых гранит-порфиров. Эти магматические образования, вероятнее, относятся к верхнедевонским. Часть габброидных даек — мезозойские.
Строение зоны Главного хребта в ее отрезке между реками Ардон и Малая Лаба отличается от более западных и более восточных участков.
3. Верхнепалеозойский магматический комплекс гранитоидов Главного хребта, представленный формациями: а) порфировидных гранитов, гранодиоритов, б) двуслюдяных гранитов и в) существенно калиевых аляскитовых гранитов. Каждая из этих гранитовых формаций сопровождается своей пегматито-аплитовой серией пород. На схеме весь этот магматический комплекс глубинной фации показан одним условным знаком.
4. Посленижнеюрские осадочные образования зоны Главного хребта, относящиеся к верхнему этажу, ко времени вероятного ее воздымания.
Перестройка структуры Северного Кавказа в мезозойско-кайнозойское время вызвала в разных блоках зоны Главного хребта интрузии магматических пород — Цей, Тырныауз.
По южной границе зоны гранитов Главного хребта в перевальной части развиты преимущественно древние формации, представленные главным образом метаморфическими и (древними) изверженными породами. Область перевалов отделяется от зоны гранитов Главного хребта разломами и, несомненно, значительно менее изучена с точки зрения формаций магматических пород. Однако и для нее наблюдается блоковое строение. Верховья рек Лабы, Аксаута, Теберды сложены главным образом древними формациями милонитизированных плагиогранитов (тектониты), биотитовыми гнейсами, секущими амфиболиты. Есть среди них также мелкие тела гнейсированных лейкократовых гранитов с ортоклазовым K-Na полевым шпатом, сходных с гранитами девонской формации Лабино-Малкинской зоны.
4. Зона Южного склона представляет собой область развития мезозойского геосинклинального трога. Сложена она в основании метаморфизованными толщами палеозоя, выходящими в виде опущенных изолированных «окон», перекрытых мощными отложениями терригенной юры и верхнемезозойского флиша, сильно смятыми в изоклинальные складки. На севере по системе субширотных длительно развивавшихся разломов, унаследованных еще с верхнего палеозоя, зона Южного склона сочленяется с зоной Главного хребта.
