История геологического развития

Свидетелем ранних этапов геологической эволюции Северного Кавказа является упоминавшийся выше Ростовский выступ. Среди слагающих его глубоко метаморфизованных осадочных и магматических пород намечается, по крайней мере, две генерации. Первую из них — архейскую составляют образования, подвергшиеся наиболее интенсивному метаморфизму и в значительной степени замещенные гранитами. Вторая генерация пород Ростовского выступа относится к нижнему протерозою и включает аналоги саксаганид — главным образом метаосадочные породы на средних ступенях метаморфизма. Эти образования встречаются среди поля развития архея в виде полос север-северо-западного — юг-юго-восточного направления; они, очевидно, выполняют относительно узкие грабен-синклинории, возникшие в процессе раздробления ранее консолидированного архейского фундамента.

В позднем протерозое и начале кембрия в зоне Большого Кавказа и в южной части Предкавказья вновь господствовали геосинклинальные условия. Породы этого возраста в виде метаморфических сланцев и мраморов, местами в амфиболитовой фации метаморфизма обнажаются в северо-восточной части Северо-Кавказского краевого массива и играют основную роль в сложении антиклинория Главного хребта.

Двукратная смена вулканогенных пород преимущественно нормальноосадочными может рассматриваться как проявление определенной цикличности и служить известным основанием для выделения в пределах байкальского этапа (мегацикла) развития Северного Кавказа по крайней мере двух подэтапов (циклов). Свидетельством оживления тектонических движений и интрузивной деятельности на границе этих двух подэтапов может служить более высокий метаморфизм серии кристаллических сланцев по сравнению с вышележащей серией метаморфических (зеленых) сланцев и приуроченность только к первой из них пластовых тел гранитогнейсов.

В целом же позднепротерозойско-раннекембрийский, байкальский этап геосинклинального развития закончился в раннем или начале среднего кембрия эпохой складчатости и регионального метаморфизма, примерно соответствующей салаирской эпохе Сибири.

Позднебайкальские движения проявились также поднятиями, о чём свидетельствуют отложения предположительно кембрийской урлешской свиты аркозовых песчаников.

Накопление моласс, происходившее, вероятно, в обстановке морского побережья, сменилось морской трансгрессией среднего кембрия, единственным свидетелем которой пока остается глыба известняков.

Отсутствие на Северном Кавказе отложений верхнего кембрия и ордовика указывает, очевидно, на общее воздымание этого региона, представлявшего собой в течение данного геохронологического интервала, скорее всего, равнинную сушу.

Отсутствие собственно геосинклинальных фаций нижнего палеозоя (кроме, может быть, нижнего кембрия, связанного в этом смысле с протерозоем) говорит о том, что для Северного Кавказа нет оснований выделять самостоятельный каледонский этап развития. Время, отвечающее этому этапу, было занято здесь частично завершающими поднятиями байкальского мегацикла, а затем фазой квазиплатформенной стабилизации, наступившей вслед за этими поднятиями.

Начало герцинского этапа геосинклинального погружения документировано появлением в южной части Северо-Кавказского краевого массива глинисто-сланцевой (филлитовой), с прослоями песчаников и известняков формации верхнесилурийского возраста (лахранская свита).

Начиная со среднего (или раннего) девона, в структурном плане Северного Кавказа отчетливо обособляется узкий и глубокий прогиб, соответствующий зоне Передового хребта.

Начиная с раннего карбона область Северного Кавказа вовлекается в интенсивное складко- и горообразование. Этот процесс в первую очередь охватывает, вероятно, зону Главного хребта.

Складчатая структура герцинского комплекса на Большом Кавказе по сравнению с Предкавказьем заметно сложнее, степень метаморфизма значительно более высокая. Своего максимума поднятия, гранитизация и метаморфизм герцинского цикла достигли в зоне Главного хребта, которая с этого времени приобрела антиклинорную структуру.

Позднепермская эпоха и триасовый период явились на Северном Кавказе переходным временем от герцинского этапа развития к альпийскому. Весьма вероятно, что на рубеже карбона и перми, ранней и поздней перми, перми и триаса, в середине и конце триаса геоантиклиналь Главинго хребта испытывала повторные импульсы интенсивных восходящих движений, сопровождаемые внедрением гранитоидных интрузий (комплекс гранитов Главного хребта); на это указывают определения абсолютного возраста последних.

На юге Западного Предкавказья и в Восточном Предкавказье континентальный режим сохранялся лишь в раннем и среднем лейасе. На востоке и северо-востоке Предкавказья обнаружены осадки лагунно-континентального происхождения, которые могут относиться к указанному интервалу времени. В позднем лейасе и доггере эти районы были вовлечены в погружение с накоплением сероцветной морской терригенной формации, в байосе отмечены проявления вулканизма.

В целом северная часть геосинклинальной системы Большого Кавказа со спорадическими проявлениями начального вулканизма, меньшими мощностями и сравнительно грубыми терригенными литофациями представляла собой в лейасе и доггере миогеосинклиналь, южная же часть носила скорее характер эвгеосинклинали.

События конца средней — начала поздней юры означали окончание стадии начальных погружений альпийского цикла на Северном Кавказе и вступление этой области в предорогенную стадию (стадию зрелости, по М. В. Муратову). В отличие от герцинского цикла альпийская предорогенная стадия оказалась весьма растянутой; она охватывает мальм, мел и значительную часть палеогена (палеоцен и эоцен). Смена трансгрессий и регрессий, оживление и затухание тектонических движений и магматической деятельности позволяют выделить в этой стадии несколько подстадий, отвечающих соответственно мальму, раннему мелу, позднему мелу и палеоцен-эоцену.

В Терско-Дагестанском бассейне в первой половине мальма господствует известняково-доломитовая формация. В кимеридже - титоне, как и на западе, наступает частичная изоляция и осолонение бассейна, доходящее также до отложения солей в его центральной части, где они недавно вскрыты к северу от г. Прохладного. В южном направлении соли замещаются гипсами, давно известными в полосе выходов мальма в Балкарии и Северном Дагестане.

Опираясь на гранулометрический состав осадков и присутствующие в отложениях остатки органики изучаемой местности, мы можем сделать выводы о господствующей обстановке осадконакопления, которая была на тот момент. Также, проанализировав последовательность осадконакопления и виды несогласий, можно сделать выводы о тектонической активности данного района.

Для начала обратим внимание на более древние отложения и постараемся установить условия осадконакопления. Отложения юрской системы на изучаемой территории представлены достаточно широко. Юрская система у своего основания сложена терригенными осадками, а именно, песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Такая последовательность говорит о погружении территории, то есть происходил процесс трансгрессии моря. Как мы видим, более грубообломочный материал (песчаный) сменяется мелкообломочным, глинистым, что говорит о существенной глубине осадконакопления.

Переходя к следующей толще пород нужно отметить, что вышеописанные юрские породы несогласно контактируют с перекрывающими их отложениями. Несогласие могло возникнуть в результате денудации и удаления накопленных осадков. Вероятно, что по завершении накопления аргиллитов цудахарской свиты в осадконакоплении наступил некоторый перерыв.

За регрессией моря последовало опять опускание суши, о чём свидетельствует многочисленный грубообломочный гравелитовый и песчанистый материал. Для начала обратим внимание на то, что в начале данного осадочного цикла на данной территории распространены окатанные обломки размерностью чуть менее 1 см. Опять-таки делаем вывод о том, что данные отложения накапливались в прибрежно-морских условиях, где обломки пород перемывались и окатывались. Трансгрессия продолжалась далее, и в связи с этим менялся и тип осадков. На данной территории установился тип осадконакопления, больше напоминающий рифтовый. Эти образования сложены известняками и доломитами, то есть карбонатами, имеющими, наверняка, двоякое происхождение. Эта формация карбонатов в апикальной части сменяются кремнями, которые, как правило, относятся к фоновым, медленно накапливающимся осадкам.

Карбонатные отложения продолжали накапливаться на протяжении поздней юрской эпохи. Известняки и доломиты отлагались вместе с гипсами, алевролитами, ангидритами брекчиями и ракушечниками в указанном порядке. В этой последовательности наблюдается тенденция к укрупнению осадков от более глубинных к прибрежно-морским. В кровельной части ракушечники снова сменяются известняками (местами с несогласием) меловой системы, которая, по-видимому, началась с трансгрессии, с наступления моря на сушу.

Берриасский и валанжинский ярусы представлены разнообразными с точки зрения гранулометрии осадками. Нижняя часть этой толщи сложена известняками, брекчиями, глинами, конгломератами, алевролитами и гипсами. В верхней части породы представлены пелитоморфными известняками. По-видимому, такое изменение зернистости осадка отражает один цикл колебания уровня моря. В начале этого цикла происходила регрессия моря и укрупнение размерности зёрен, а затем снова опускание территории и осаждение глубоководных осадков.

Отложения готеривского яруса представлены органогенно-обломочными известняками, которые встречаются у основания и в середине толщи, а также песчаниками и алевролитами. Если обратить внимание на то, что известняки встречаются дважды мы можем сделать вывод о том, что за время накопления толщи в пределах данной территории произошло поднятие и опускание уровня моря.

Несогласное залегание левашинской свиты с подстилающей толщей даёт нам понять, что танная территория подверглась поднятию и денудации. Далее последовало опускание территории и накопления известняков и песчаников. После этого опускание территории продолжалось, о чём свидетельствуют более мелкообломочные и пылеватые частицы, слагающие гундаринскую свиту.

Если обратить внимание на уже описанные толщи, то можно заметить. Что практически в каждой из них встречаются карбонатные либо сульфатные отложения. Для описываемой области такая закономерность не является случайной. На Кавказе известны гидротермальные источники извести, которые определяют образование карбонатных пород - это травертины, или известковые туфы горячих источников Кавказа, приуроченные обычно к складчатым зонам. Таким образом, карбонаты описываемой территории имеют как осадочное органогенное, так и абиогенное происхождение.

Далее обратимся к отложениям альбского яруса. Хаджалмахинская свита, входящая в состав данного яруса, у основания сложена аргиллитами. Также необходимо отметить, что взаимоотношение с подстилающей толщей частями несогласное. Это опять же указывает на то, что некоторые участки были подвержены денудации. Глубоководные условия были благоприятны для накопления пылеватых частиц. Глубинные условия сменились на прибрежно-морские, лагунные, где начали формироваться вначале мергели, а затем непосредственно известняки.

Накопление мергелей, а затем и карбонатов продолжилось в сеноманском, туронском и в коньякском ярусе. Эти три яруса сложены аймакинской и дженгутайской свитами. Возможно, в образовании этих отложений принимали участие размываемые, образованные ранее породы. На это указывает сходство состава.

Отложения сантонского, кампанского и маастрихтского ярусов в подавляющем большинстве сложены известняками. Из этого можно сделать вывод, что в конце меловой системы устанавливаются сравнительно спокойная обстановка осадконакопления с незначительным колебанием уровня моря. Накоплению и отложению карбонатов способствовали лагунные условия, теплый климат и относительно спокойная тектоническая активность.

Отложения чабанской и охлинской свит являются неким переходом от мела к палеогену. Эти две толщи пород объединены в одну и отнесены к переходным. По завершении датского яруса на территории устанавливаются континентальные условия, что привело к стратиграфически несогласному залеганию. Активизация тектонической деятельности привело к складкообразованию. Это прослеживается в южной части изучаемой территории, так как она сложена более древними юрскими и меловыми породами. Эту часть мы условились называть нижним блоком. Или нижним структурным этажом. Тектоническая активность привела не только к возникновению складок, но и образованию разломов.

Наиболее чёткая граница, отделяющая мел от палеогена на данной территории проходит по подошве так называемой фораминиферовой серии, выходы которой на разрезе не обозначены. Данная серия имеет выход северо-западнее изучаемой территории. Основная её масса была погружена во время тектонических движений. Южный структурный этаж, представленный более древними породами, по отношению к поверхности сместителя является висячим. Поэтому при движении этого блока в северном направлении некоторые отложения палеогена были погребены.

Олигоцен на данной территории преимущественно представлен глинистыми осадками, что указывает на глубинные условия осадконакопления. Глинами сложена основная часть майкопской серии, которая имеет значительную мощность на данной территории. Можно также отметить, что в пределах серии наблюдается согласное залегание слоёв. Также помимо глин в отложениях присутствуют алевролиты, карбонаты и песчаники. Наличие в породе разнозернистого осадка с преобладанием какого-то одного из них, возможно, говорит о размыве и приносе более древних отложений.

Миоцен на изучаемой территории в основном представлен глинистыми породами. Самое необходимое условие для генезиса глинистых минералов - обводнённость, хотя бы в виде поровой или пленочной влаги. Без воды невозможно глинообразование. Поэтому в принципе глинообразование запрещено в экстрааридных и ледовых условиях.

Второе условие, хотя и менее жёсткое, но также почти обязательное – довольно высокая температура, по крайней мере положительная, но лучше – в десятки градусов.

Третье, ещё менее универсальное условие – плоский рельеф, значение которого обычно переоценивается. Для глинообразования важно удаление ненужных для формиравания глинистых минералов продуктов выветривания, а это обеспечивается не низменно-равнинным, а довольно высоким – средне- или низкогорным и плоскогорным – рельефом, при котором амплитуда просачивания и промывного гидролиза значительна.

Проявляющийся чрез рельеф тектонический режим должен быть умеренной активности или пассивным, а скорость седиментации очень малыми. Оптимальны перерывы.

В глинах нижнего миоцена, представленного зурамакентской свитой, имеются прослои песчаников и глинистых сидеритов. Наличие этих прослоев может свидетельствовать об кратковременном изменении условий осадконакопления, приведших к укрупнению осадков и повышению концентрации карбонатов в водах данного палеобассейна осадконакопления.

Глинистые отложения тарханского региояруса и нижней толщи чокракского региояруса имеют примеси алевролитов, мергелей и песчаников с невыдержанной мощности. Также в пределах этой толщи имеются горизонты подводного оползания. Из этого следует вывод о том, что осадконакопление шло в пределах шельфа, вблизи континентальной окраины, где, возможно, и шло оползание.

В отложениях верхней толщи чокракского региояруса наблюдается преобладание кварцевых песчаников. Так как кварц как минерал является одним из наиболее устойчивых к разрушению, то накоплению кварцевых песчаников способствуют прибрежно-морские условия с очень активной гидродинамикой водного потока. Наверняка такой является зона прибоя, где происходит постоянное обрушение и перемывание пород. Менее устойчивые породы и минералу разрушаются, растворяются, выносятся, а кварц оседает и накапливается.

Накопление осадков сарматского региояруса, по-видимому, происходило в более глубинных условиях. Эти породы большей частью состоят из глин и алевролитов. Наличие мергелей говорит об осадконакоплении в зоне батиали или шельфа. Также накопление мергелей свидетельствует о повышении концентрации карбонатов в водах палеобассейна.

В верхней толще сарматского региояруса преобладают более крупнозернистые, грубообломочные осадки, представленные песчаниками и песками. О континентальных условиях осадконакопления свидетельствует наличие континентальной фауны. Таким образом, в верхнем миоцене происходит регрессия моря (неогеновая регрессия). Регрессия, в свою очередь, является следствием очередной активизации тектонической деятельности. Эта активность проявилась не только в отступлении океана, но и привела к образованию складок в верхнем структурном этаже, расположенном на севере рассмотренного района.

В начале мела северные районы Предкавказья представляли собой область поднятия и размыва с выступом к югу в районе Ставропольского свода в обоих бассейнах — Кубанском и Терско-Дагестанском — с началом мела происходит некоторое углубление бассейна.

B барреме продвигающаяся к северу тансгрессия вновь охватывает северо – восточные районы и связь с Восточно-Русским морем возобновляется лишь в районе низовьев Терека и Сулака, вероятно, сохраняется унаследованный от юрского периода выступ Среднекаспийской суши. В позднем апте море распространяется и на северную часть Западного Предкавказья, а в течение альба покрывает и почти весь Ставропольский свод.

Восходящие движения конца мела — начала палеогена затронули большую часть Предкавказья и осевую зону (центральное поднятие) Большого Кавказа.

В конце эоцена – начале олигоцена наступает заметный перелом в развитии региона, знаменующий собой переход к орогенному этапу альпийского цикла. В течение мальма — раннего палеогена в осевой полосе будущего мегантиклйнория Большого Кавказа существовала лишь цепочка мелких островов, в большинстве своем перекрываемых морем в эпохи максимальных трансгрессий (Оксфорд, турон—кампан, средний эоцен). Лишь начиная с олигоцена на Большом Кавказе образуется крупный, хотя еще невысокий массив суши, включивший не только геоантиклиналь Главного хребта и ее северо-западное и юго- восточное продолжение, но частично и флишевый прогиб Южного склона и южную часть прогиба Северного склона.

Неоген - антропоген явились временем активного складко- и разрывообразования в периферических зонах Большого Кавказа, на обоих его погружениях.

Структура Северного Кавказа служит отражением столь же сложной тектонической истории этого участка земной коры, расположенного на стыке древней Русской платформы и активно развивающегося с позднего протерозоя геосинклинального пояса Тетиса. Тектоническая история Северного Кавказа характеризовалась чередованием эпох активного геосинклинального развития, горообразования, платформенной консолидации и возобновления геосинклинального погружения. Регенерация геосинклинального режима осуществлялась благодаря опусканиям по системе продольных глубинных разломов; консолидация сопровождалась резким снижением активности этих разломов. При этом в каждую новую эпоху геосинклинального погружения зона максимальной подвижности, связанная с наиболее активными разломами и характеризующаяся наибольшими мощностями отложений, наиболее напряженной магматической деятельностью, наиболее интенсивной складчатостью, наибольшим обилием разрывов и наиболее глубоким метаморфизмом, смещалось в новое, более южное положение.