Курс лекций по "Геологии России"

Этапы развития Большого Кавказа запечатлены в комплексах отложений: догерцинском, герцинском и  альпийском.

Догерцинский комплекс известен на Центральном Кавказе  в зоне Главного хребта и Бечасынской  зоне. Принято считать, что в последней  выведен на дневную поверхность  фундамент Скифской плиты. Широко развиты  покровы и шарьяжи, которые не дают выявить истинные стратиграфические взаимоотношения пород.

Наиболее древние метаморфические  образования относятся к верхнему протерозою (среднему?-верхнему рифею  и венду) или к среднему палеозою. В Бечасынской зоне это амфиболиты и биотит-кварцевые, двуслюдяные  сланцы и порфироиды хасаутской серии и кварцитовые сланцы и альбитовые гнейсы чегемской серии.

В зоне Главного хребта возраст  комплекса дискуссионен; его относят 1) к докембрию или 2) к среднему палеозою. К позднему протерозою, вероятно, относится его нижняя часть –  макерская серия пара- и ортогнейсов, слюдяных сланцев и мигматитов. очевидно это остатки макерского микроконтинета В конце байкальской эпохи складчатости орогенические движения были слабыми, видимо, поэтому молассы отсутствуют. К среднему палеозою (ордовику-раннему карбону) в зоне Главного хребта относят лабинскую серию плагиогнейсов, амфиболитов, кварцево-слюдяных сланцев с гранитом и графитом. Не ясно положение буульгенской серии кварц-биотитовых сланцев, кварцитов, парагнейсов и амфиболитов. Её относят либо к Рrtz, либо объединяют с лабинской серией.

 

Герцинский комплекс

В Бечасынской зоне на хасаутской серии лежат пестроцветы-песчаники  и алевролиты нижнего силура. Палеонтологически  охарактеризованных отложений верхнего кембрия-нижнего ордовика на Центральном Кавказе нет.

На пестроцветах залегает толща известняков с граптолитами верхнего силура и нижнего и среднего девона. Начиная с конца среднего девона, в зоне Передового хребта в  виде аллохтонных пластин с офиолитами распространены вулканические отложения (базальтовые лавы верхов среднего девона-нижнего карбона, андезито-базальты), рифогенные известняки, песчаники. (В северном. Приэльбрусье один из лучших на территории бывшего СССР разрезов силура-нижнего и среднего девона, охарактеризованного фауной). В конце раннего карбона проявилась судетская фаза герцинской складчатости, сопровождавшаяся образованием покровов. В строении покровов участвуют серпентинизированные гипербазиты (возраст до силурийский ? или более ранний). Складчатости предшествовало (между намюром и визеем) становление сложного комплекса плагиогранитов.

Для всей зоны Передового хребта характерны офиолиты и островодужные  комплексы.

В среднем и позднем  карбоне регион вступил в орогенную  стадию развития. Здесь формируется  сложная сероцветная моласса (в её разрезе чередуются кислые вулканиты и угленосные толщи – Малкинское месторождение каменного угля). В ранней перми в связи с увеличением аридности климата накапливается красноцветная моласса с кисллыми эффузивами. В поздней перми и триасе появляются бурые известняки. Складчатый фундамент рвут позднеорогенные гранодиориты (гранодиориты р.Белой, г.Ятыргварта).

К северу от зоны Передового хребта накапливаются конгломераты, песчаники и пестроцветные и  серые известняки, переходящие на Скифской плите в тонкоплитчатые известняки, деформированные лабинской фазой складчатости и раннекиммерийскими движениями индосинийской складчатости. (в центре Скифской плиты в Ейско-Березанском тафрогене серые известняки триаса также затронуты индосинийской деформацией).

 

Альпийский комплекс.

Альпийский комплекс отложений сформировался на геосинклинальном этапе развития Кавказа. Ось герцинского  геосинклинального прогиба в  альпийском этапе переместилась  на юг, между Пшекиш-Тырныаузской и  Кахетино-Лечхумской шовными зонами. К северу от Пшекиш-Тырныаузской. шовной зоны на Скифской плите формируется маломощный платформенный чехол.

Нижняя и средняя  юра представлена толщей глинистых  сланцев, алевролитов, песчаников. На южном  склоне это флишоидные толщи. Перед  келловеем произошло складкообразование (адыгейская фаза складчасти), сопровождавшееся поднятием в центральной части Кавказа (так называемая кордильера). На юге флиш собран в узкие складки, чешуи надвинуты на юг. Севернее кордильер в оксфордское время поздней юры, в раннем мелу и палеогене формируются мелководные карбонатно-теригенные. отложения. (Рифовые известняки оксфорд-кимериджа Фишта-Оштена; титонские красноцветы с гипсом и ангидритом; органогенные детритусовые известняки бериаса, в готерив-барреме дельтовые отложения, глауконитовые пески в апте). В разрезе мелководных отложений в позднем мелу сформировались известняки и мергели. В палеоцене вновь глины, мергели. Литолого-фациальные исследования показали, что по всему Кавказу в мелководном бассейне накопилось 2-4 км осадков.

Проявления вулканизма в этот период отмечались ранней юре (в глинистых сланцах – базальты, к северу все более обогащенные  калием, севернее преобладали андезиты, дациты); в средней юре (аален,бат,байос) появились толеитовые базальты.

В позднем эоцене с  предолигоценовыми деформациями связаны надвиговые движения.

С олигоцена начался  орогенный этап. Происходит формирование горного сооружения мегантиклинория  Большого Кавказа и связанных  с ним краевых и межгорных  впадин, заполнившихся молассой. При  этом в раннеорогенную стадию (олигоцен-средний миоцен) формировались относительно тонкие осадки (глины майкопской серии), в позднеорогенную стадию (поздний миоцен-антропоген) – грубые молассы, что отражает увеличение скорости воздымания Кавказа. Резкое изменение характера отложений в орогенную стадию заставило часть геологов-кавказоведов утверждать, что орогенная стадия альпийского геотектонического этапа на Кавказе началась в плиоцене.

Поздний орогенный этап сопровождался интенсивным вулканизмом. Распространены риолиты, дациты, андезиты. В позднем плиоцене до плейстоцена активны стратовулканы Казбек и Эльбрус (известково-щелочные лавы)

В конце позднеорогенной  стадии формируются поверхности  выравнивания (поздний плиоцен).

 

Неотектонические и  современные движения Северного Кавказа.

Поскольку Кавказ находится  в орогенной стадии развития, тектонические  движения на этом участке земной коры проявляются постоянно. Для всей складчатой области характерны медленные  вертикальные движения. На Северном Кавказе  Северно-Кавказская моноклиналь поднимается со скоростью +4,5-5,5 мм/год, Северо-Юрская депрессия прогибается -4,5 мм/год, Новороссийский синклинорий относительно стабилен – 0+1 мм/год, примыкающий к нему с севера Гойтхский антиклинорий напротив испытывает восходящие движения со скоростью +4+6 мм/год, плато Лагонаки (Фишт-Оштенская зона) воздымается до +8+10 мм/год, поднятие Анапской ступени

Кроме отмеченных медленных  тектонических движений на Кавказе  периодически происходят кратковременные  катастрофы. К ним относятся землетрясения. В прошлом веке произошли крупные землетрясения вдоль южных шовных зон мегантиклинория: сочинское, несколько шемаханских. Катастрофическое Спитакское землетрясение в Армении произошло по шву столкновения Нахичеванского блока с Аджаро-Триалетской вулкано-плутонической дугой.

С плейстоцена до антропогена  вдоль Скалистого хребта под влиянием землетрясений формировалась мощная толща оползней-обвалов: блоки верхнеюрских известняков оползают по глинистым  сланцам нижней юры.

На неотектоническом этапе, на Северном Кавказе по Курджипскому глубинному разлому произошел разрыв долины р.Курджипс с образованием известнякового уступа высотой более 70м (ныне правый борт долины верховьев реки).

Оледенение Северо-Западного  Кавказа

Ледники Северо-Западного  Кавказа относятся к оледенению сетчатого типа. Сохранились небольшие короткие ледники массива Фишт-Оштен. Что касается позднеплейстоценового времени, то ледники Фишта и Оштена спускались до куэст Северо-Кавказской моноклинали и иногда проникали на север через хребет. У подножья южного эскарпа Скалистого хребта скопилась мощная толща перигляциальных карбонатных отложений, скрытыми под оползнями-обвалами верхнеюрских изестняковых куэст. Наличие их установлено инженерно-геологическими исследованиями в середине прошлого века.

Обзор геологического строения Закавказья и Малого Кавказа

 

Закавказский срединный  массив

Выходы ЗСМ на дневную  поверхность известны в выступах Дзирульском, Храмском, Локском. Контуры  массива установить трудно, т.к. они  скрыты отложениями Куриинского  и Рионского прогибов. В олигоцене-неогене эта зона дифференцировано прогибалась и создала современную межгорную зону – Закавказский прогиб со срединным массивом в фундаменте.

В Рионском прогибе складчатость имеет линейный гребневидный вид, расходящуюся на западе. Куриинский прогиб выполнен мощной толщей кайнозойских отложений, которая в узкой части (Карталийской депрессии) собрана в узкие складки, ограниченные вдоль бортов глубинными разломами. В средней части  (Кахетино-Аджинаурской) это брахиантиклинальные кулисообразные складки. На юго-востоке располагаются удлиненные или куполовидные брахиантиклинали. Бурением доказан срыв осадочного чехла по глинам майкопской серии вследствии поддвигания Закавказской плиты под Большой Кавказ.

Фундамент имеет сложное  строение. Докембрийские породы метаморфизованы в амфиболитовой фации, распространены мраморы, серпентиниты. Они перекрыты каменноугольными обломочными и угленосными образованиями, все прорвано верхнепалеозойскими гранитами и перекрыто кислыми вулканитами. Чехол сложен нижнее-среднеюрскими вулканитами и сланцами, деформированными в конце средней юры. По северу Рионской впадины верхнеюские-палеогеновые отложения деформированы в миоцене-плиоцене.

Южная граница массива  проходит по Севано-Акеринской офиолитовой  зоне, возникшей в середине мела, когда произошло столкновение Закавказского массива с Нахичеванским блоком. Начиная с верхнего мела Закавказский массив и Нахичеванский блок составляли единое целое.

 

Малый Кавказ

На Малом Кавказе  выделяют Аджаро-Триалетскую и Сомхето-Карабахскую (Сомхето-Агдамскую) зоны и Нахичеванский блок. Самхето-Карабахская зона представляет собой Малокавказскую вулканическую дугу, расположенную на цоколе Закавказского массива. Формирование её охватывало интервал от юры до позднего мела (до столкновения Закавказского массива с Нахичеванским блоком). Сложена зона базальт-андезит-дацитовыми сериями лав в ассоциации с глубоководными отложениями. После коллизии Нахичеванского блока с Сомхето-Карабахской вулканической дугой возникла новая вулканическая дуга-Аджаро-Триалетская. Она заняла всю область Малого Кавказа, включая Закавказский срединный массив и Нахичеванскую зону (включая массив Талыш). Наблюдается четкая щелочная полярность (увеличение содержания K и Na в излившихся породах на север). Зона Беньофа имела угол падения 60° и выходила на поверхность у озера Ван. Возраст отложений (вулканогенных, флишевых) от кампана до олигоцена.

В олигоцене вулканический  пояс был деформирован с одновременным  внедрением гранитов. На западе северная периферия имеет покровное строение. Начиная с  плиоцена, т.е. в новейшее время, начинается новый этап вулканической активности, когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии (Гегамский, Варденисский и Карабахский вулканические щиты,  и вдоль Транскавказского разлома щиты Арагацкий и Ахалкалакский).

Нахичеванский блок имеет  палеозойское ядро. Это исключительно  осадочные породы с преобладанием  известняков девона-нижнего карбона, на них лежат типичные для Тетиса фораминиферовые известняки перми и нижнего триаса.

Севано-Акеринская офиолетовая  зона состоит из не менее чем трех покровов. Армянские геологи рассматривают  их как самостоятельные, московские – как одну покровную единицу, разорванную на ряд пластин и  передвинутую в коньякском веке на разные расстояния от корневой зоны.

 

Глубоководные котловины  Черного и Каспийского морей.

В обеих котловинах гранито-гнейсовый  слой отсутствует. Общая мощность земной коры в Черноморской котловине составляет 20 км, из них 14-15 км осадочная толща и 5-6 км океанический слой. В Южно-Каспийской котловине общая мощность коры не установлена, осадочного слоя – 20 км.

Существует три точки  зрения на происхождение котловин:

- они очень молоды, возникли в плиоцен-четвертичное  время в результате базификации континентального основания;

- они являются остатками  древнего океана Тетиса (триас-юра);

- они возникли в  мелу или эоценовое время в  результате задугового спрединга.

Все три гипотезы могут  быть справедливыми. Существуют факты  подтверждающие каждую из них и в тоже время имеется достаточное количество доводов опровергающих эти предположения.

Черноморская котловина. Результаты многоканального сейсмопрофилирования МОВ ОГТ и глубокого бурения  на шельфе и берегу дали новый материал в пользу третьей точки зрения. Океаническая котловина огибается Аджаро-Триалетской и Большим Кавказом, а структуры Крыма, Добруджи, Мизийской плиты резко обрываются, подходя к континентальному склону. Основание Каркинитского прогиба разбито серией листрических разломов, блоки поляризованы на север. Ильичевская скважина 2 (у г.Одессы) показала наличие толщи мощностью до 500м известково-щелочных лав и туфов альб-сеноман-туронского возраста. Все эти факты являются признаками растяжения коры.

В Черном море  выделяются западная и восточная котловины глубиной соответственно 16км и 13км. Котловины разделены Центрально-Черноморским поднятием. В рельефе дна моря впадины не выражены. Между восточной котловиной и берегом расположен вал Шатского или Гудаутские поднятия, маркированные положительной магнитной аномалией, отвечающей вулканогенным толщам средней юры Дзирульского массива и Крыма. Вдоль Крыма и Кавказа прослеживается полоса шириной около 40км сильно деформированных хаотически расположенных блоков. Ушаков рассматривает её как аккреционную призму, связанную с субдукцией дна под структуры Крыма и Кавказа. Это зона современной сейсмичности.