Этапы развития Большого Кавказа

Большой Кавказ характеризуется сложной тектонической историей, в течение которой наблюдается чередование этапов высокой подвижности с этапами стабилизации тектонического режима. Е.Е Милановский (1996) выделяет в развитии Кавказа три тектонических этапа – байкальский (средний-поздний рифей – начало кембрия), герцинский (палеозой – триас) и альпийский (юра – кайнозой).

В бассейнах рек Белой, Большой и Малой Лабы (Лабино-Малкинская зона) и в осевой зоне поднятия Главного хребта на поверхность выходят наиболее древние образования. Это условно протерозойские (рифейские) кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты, кварциты. Они имеют северо-западное простирание с крутым северо-восточным или вертикальным падением. Эти метаморфические комплексы с абсолютным возрастом 500 – 870 млн лет развивались преимущественно по терригенному материалу. На этом основании, а также вследствие отсутствия древних офиолитов и продуктов их метаморфизма, Е.Е.Милановский полагает, что континентальная кора Б.Кавказа в байкальский этап не испытала полного разрыва.

Кристаллические сланцы и гнейсы в Лабино-Малкинской (Бачасынской) зоне перекрыты мощной толщей осадков нижнего-среднего кембрия, которые по Е.Е.Милановскому (1996), датируют позднеорогенную стадию байкалид. Этот исследователь полагает, что в конце байкальского этапа Б.Кавказ превратился в приподнятую складчатую страну, границы которой пока до конца не выяснены. На приподнятое состояние системы в этот временной отрезок указывает также отсутствие отложений верхнего кембрия, ордовика и нижнего силура. Разрез палеозоя в Бачасынской зоне продолжают известняки и филлитовидные сланцы верхнего силура. Отсутствие осадков в столь продолжительный временной отрезок свидетельствует, по мнению Е.Е.Милановского(1996), о фазе квазиплатформенной стабилизации региона, поэтому многие тектонисты не выделяют на его территории каледонский тектоно-магматический этап.

В герцинское время в условиях растяжения коры возникли отдельные зоны с океанической корой. Так, в Передовом хребте имеется разрез внутренней (эвгеосинклинальной) части Б. Кавказа. Он состоит из офиолитовой ассоциации (серпентинизированные ультрабазиты, габбро, диабазы, подушечные лавы) и терригенно-кремнистых и вулканических толщ среднего палеозоя. Все породы находятся в аллохтонном залегании. Указанный офиолитовый комплекс был шарьирован с юга в предсерпуховское время в судетскую фазу сильных деформаций сжатия, которые привели также к энергичному складкообразованию в толщах среднего палеозоя. К этому же времени относится внедрение гранитоидов уруштенского комплекса. Офиолитовый комплекс запечатан сероцветной слабоугленосной молассой серпухова, среднего и верхнего карбона и красноцветной молассой перми, включающей также кислые лавы и туфы.

В конце раннего карбона в зоне Главного хребта началась основная эпоха герцинских деформаций, которые продвигались в северном направлении, достигнув Предкавказья на рубеже среднего и позднего карбона (Хаин, 1985). Складчатость и метаморфизм герцинского цикла сопровождались надвигами и шарьяжами в северном направлении от зоны Главного хребта.

К концу палеозоя – началу триаса относятся вертикальные глыбовые движения, сформировавшие крупные разломы, разделяющие структурные зоны Большого Кавказа. К ним в первую очередь относятся Пшекиш-Тырныаузский и Северный разломы, ограничивающие зону Передового хребта.

С позднегерцинскими германотипными движениями в Передовом хребте связаны небольшие штокообразные интрузии, а в Лабино-Малкинской зоне северного склона Б.Кавказа к этому времени относятся множество гранитоидных интрузий малых глубин.

После перерыва в осадконакоплении в конце триаса – начале юры наступил киммерийско-альпийский этап развития подвижной системы Б.Кавказа. При формировании этой системы континентальная кора не была разорвана, а лишь утонена вследствие напряжений растяжения. Об этом свидетельствует отсутствие офиолитов альпийского возраста. Геологические разрезы здесь состоят из осадочных комплексов. Вулканические породы в небольшом объеме имеются лишь в лейасе и доггере.

По данным В.Е Хаина, в начале юрского периода вдоль всего Б.Кавказа протягивался глубокий прогиб, в котором накапливались глинистые осадки и проявился толеит-базальтовый магматизм в виде покровов, силлов и даек.

На рубеже средней и поздней юры произошли мощные деформации сжатия, приведшие к формированию геоантиклинали Б.Кавказа. Поэтому в геоантиклинали Б.Кавказа отложения мальма – эоцена почти не сохранились ввиду их размыва.

На севере существовал Северо-Кавказский прогиб, переходящий в чехол Скифской плиты.

На границе эоцена и олигоцена Б.Кавказ вступил в позднеальпийскую стадию развития. В это время формируются крупные складчато-глыбовые поднятия, краевые и межгорные прогибы.. В связи с этим резко меняется характер осадков. Карбонатные «фораминиферовые слои» сменяются темноцветными глинами майкопской серии, которая особенно широко развита в зоне Предкавказских краевых прогибов, на Скифской плите и на периклинальных окончаниях Б.Кавказа.

Начало орогенного этапа альпийского цикла на Кавказе относится к среднему миоцену. Однако в это время (раннеорогенная стадия) воздымание складчатых сооружений не было интенсивным, на что указывает северный источник сноса обломочного материала (Скифская плита), которым питались Предкавказские краевые прогибы. Мощные толщи нижних моласс прогибов состоят из тонких песков, алевритов, глин и мергелей.

В позднеорогенную стадию альпийского цикла Б.Кавказ вступил в позднем миоцене. Интенсивность воздымания складчатых сооружений резко возросла, на что указывает грубый терригенный материал верхних моласс, сносимый с гор Кавказа. Состав галек молассовых толщ свидетельствует о том, что денудация достигала даже доюрского фундамента, ввиду большой амплитуды воздымания территории, достигающей 5 км. Происходили дифференцированные глыбовые вертикальные движения вдоль различно ориентированных разломов. Формирование глыбовой структуры Б.Кавказа сопровождалось извержениями вулканов центрального типа.

Неоднократные тектонические движения в неогене и антропогене обусловили складчато-надвиговые деформации материала, в том числе и в краевых прогибах. В настоящее время Б.Кавказ находится в квазикратонном состоянии, о чем свидетельствует магматизм субсеквентного типа (Эльбрус, Мин.Воды).

КОРЯКСКО-КАМЧАТСКО-КУРИЛЬСКАЯ

СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ

Этот обширный регион, относящийся к Тихоокеанскому складчатому поясу, можно подразделить на три подвижные складчатые системы: Корякскую, Олюторско-Камчатскую и Курильскую.

КОРЯКСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ СИСТЕМА

Корякская складчатая система состоит из двух крупных структур: узкой Мургальской мегазоны на западе и мегазоны Корякского нагорья на востоке. Мургальская мегазона описана Е.Е.Милановским как позднемезозойская Кони-Тайгоносская складчатая система.

Мургальская позднемезозойская мегазона расположена непосредственно к востоку от Чукотско-Охотского звена Чукотско-Охотско-Сихотэалинского магматического пояса. Главные ее структуры прослеживаются к северо-востоку от Пенжинской губы. На юге они выходят на полуостровах Кони и Тайгонос. На востоке Мургальская мегазона граничит с мегазоной Корякского нагорья, на юге уходит под воды Охотского моря.

На полуострове Тайгонос Мургальская мегазона граничит на западе с Тайгоносским срединным массивом, являющимся восточным фрагментом Омолонского срединного массива, отделенным от последнего краевым магматическим поясом.

В пределах полуострова Тайгонос в рассматриваемой мегазоне выделяются Северо-Тайгоносский синклинорий и Южно-Тайгоносский антиклинорий. Первый сложен терригенно-вулканогенными комплексами триаса и нижнего мела, второй – интенсивно дислоцированными палеозойскими и мезозойскими толщами, прорванными интрузиями гранитоидов и массивами ультрабазитов.

Мургальская мегазона является структурой позхднемезозойской консолидации. Заключительные сжимающие напряжения здесь реализовались в начале позднего мела, когда произошло общее поднятие этой территории. Вслед за этим внедрились посторогенные гипабиссальные интрузии гранитов, диоритов и граносиенитов.