Мегазона большого кавказа

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

Тектоника и стратиграфия

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

На северо-западе структуры Главного хребта перекрыты флишевой зоной, а на юго-востоке – сланцевой зоной и зоной известнякового Дагестана.

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

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

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

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

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

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

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

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