Палеогеновые и неогеновые отложения

Нижняя часть отложений палеогеновой системы относится к датскому ярусу, породы которого зачастую рассматриваются совместно с более молодыми по возрасту образованиями монского и танетского ярусов. Отложения этих ярусов развиты широко, хотя и не повсеместно. Они характеризуются незначительными мощностями (в основном метры, реже первые десятки метров). По составу это преимущественно глинистые, часто опесчаненные известняки с фаунистическими остатками (иноцермы, ежи), мергели и песчаники. На время дания и танета в большинстве районов Евразии приходится рубеж существенной перестройки развития, многие авторы даже считают, что произошли геологические катастрофы, и условия осадконакопления изменились.

На Северо-Западном Кавказе к датскому ярусу относится тухинская свита, представленная чередованием зеленоватых мергелей, глин и глауконито-вых песчаников мощностью около 10-15 м.

В Западном Предкавказье датские отложения выделяются в значительной мере условно, к ним относят верхи пачки глинисто-алевритовых мергелей. Возможно, к данию относятся и низы ейской свиты, имеющие литологичес-кое сходство с нижезалегающими породами. Восточнее р. Белая к данию отнесен очень маломощный глауконитовый песчаник. В восточной части Центрального Предкавказья в естественных выходах за датские принимаются чередующиеся сильноглинистые известняки и мергели мощностью 10-12 м; севернее в скважинах карбонатные породы содержат прослои песчаников и алевролитов, мощность отложений этого яруса возрастает до 150-200 м.

В более восточных районах Предкавказья (Лево-Кумская, Приозерная, Колодезная, Озек-Суат и другие площади) датские отложения выделены в отдельных участках, их мощность составляет первые метры. Восточнее, в Прикумской зоне поднятий, она несколько возрастает (на Кочубеевской площади до 30 м). В районе Минераловодского выступа, а также к западу и востоку от него, к данию относят нижнюю часть эльбурганской свиты, представленную переслаивающимися алевролитовыми и глинистыми мергелями. В бассейне р. Баксан и в Ингушетии даний выражен маломощными зеленовато-серыми глинистыми известняками и мергелями. В пределах Терской и Сунженской зон мощность имеющий датский возраст охлинской свиты составляет 20-30 м и сложена она светлыми розоватыми известняками и мергелями.

К юго-востоку, в северной части Горного Дагестана, мощности возрастают от 70-90 м. Особый интерес представляет наличие "палеооползней" в разрезе Известнякового Дагестана по р. Ансалта. Здесь наблюдаются глыбовые включения известняков туронского, коньякского и маастрихтского возраста, мощности дания 210 м. В более южных районах Дагестана мощности сокращаются, разрез представлен глинистыми известняками и мергелями.

К нижнему палеоцену в разрезах Западного Предкавказья принадлежат породы свиты цице (аналог тухинской свиты), представленные мергелями и глинами с песчаниками. На Северо-Западном Кавказе в крайних западных разрезах переслаивание пород имеет флишевый характер, мощность достигает 200 м и более. Выше залегает свита Горячего Ключа, сложенная глинисто-алевритовыми породами и содержащая крупные пачки кварцевых песчаников. Мощность свиты неравномерна, местами достигает нескольких сот метров.

Более молодая ильская свита, относимая к верхнему палеоцену и нижнему эоцену, представлена флишевым чередованием алевролитов, песчаников и окремнелых фукоидных глин. Свита залегает несогласно на различных горизонтах более древних отложений, в том числе, - на меловых. На ильской свите согласно залегают породы зыбзинской свиты, сложенной также флишевым чередованием алевролитов, мергелей, известняков и глин. В кубанских разрезах для свиты характерны включения глыб более древних пород, в том числе, - меловых известняков. По возрасту породы свиты относятся к ипрскому ярусу (нижний эоцен), как и верхи свиты Горячего Ключа. Мощность свиты составляет несколько десятков метров.

Она согласно перекрыта кутаисской свитой, представленной зелеными кремнистыми мергелями, песчанистыми глинами с прослоями алевролитов. Мощность отложений свиты 120-200 м, по возрасту они относятся к лютет-скому ярусу среднего эоцена. Этим же возрастом датируется вышележащая калужская свита (алевритовые глины и мергели мощностью до 430 м). К лютету также относится и согласно залегающая выше хадыженская свита, сложенная мергелями с пластами светлых известняков, в верхней части мощностью до 130 м.

Завершается разрез среднего эоцена кумской свитой (бартонский ярус). Для Западного и Центрального Предкавказья эта свита является реперной, породы ее отражают сходные условия образования. Кумская свита залегает с некоторым перерывом на подстилающих отложениях. Породы свиты представлены темными битуминозными слоистыми мергелями с прослоями песков и алевролитов. В некоторых районах мощность ее достигает 400 м. Специфические черты отложений свидетельствуют о застойных условиях в бассейне осадконакопления в связи с некоторым его углублением.

Верхнеэоценовые отложения (приабонский ярус) представлены породами белоглинской свиты. Характерными для нее являются светло-зеленые, при выветривании белесые, мергели и сильноизвестковые глины, иногда окрашенные в коричневато-красные тона. В самой верхней части свиты залегает пачка глинистых пород, сходных с породами вышележащей майкопкой серии. Мощность отложений белоглинской свиты от 30 до 120 м.

В Центральном Предкавказье к палеоцену отнесена эльбурганская свита, представленная в основном песчанистыми мергелями мощностью десятки метров. Выше выделяется примерный возрастной аналог верхней части ильской и зыбзенской свит - георгиевская свита (или горизонт) нижнего эоцена, представленная зеленоцветными алевритовыми породами мощностью 10-15 м. Далее в разрезе эоцена залегает черкесская свита, верхи которой по возрасту относятся уже к среднему эоцену (лютетский ярус). Это зеленые, слабо сцементированные алевролиты, вверх по разрезу сменяющиеся выше мергелями. Мощность свиты 25-40 м. Вышележащие мергельные куберлинский и керестинский горизонты среднеэоценового возраста (лютет) примерно параллелизуются с кутаисской, калужской и хадыженс-кой свитами Западного Предкавказья. Кумская свита в Центральном Предкавказье в нижней части (около 30 м) сложена микрослоистыми коричневатыми мергелями, образующими массивные пласты, а в верхней (30 м) представлена серыми землистыми неплотными мергелями. Вышезалегающие светло-серые и зеленоватые осколочные мергели и известняки белоглинской свиты имеют мощность 80 м.

Восточнее Минераловодского выступа разрез палеогена носит уже несколько иной характер. Между реками Малка и Урух аналоги эльбурганс-кой свиты представлены известняками и мергелями, богатыми фауной, мощностью 30-35 м. Свите Горячего ключа Кубани отвечают мергели и карбонатные глины мощностью 35-45 м. Верхи палеоцена и низы эоцена представлены однообразной толщей мягких бескарбонатных зеленовато-серых глин, переслаивающихся с более крепкими опоковидными разностями. Мощность этой части разреза около 30 м. Среднеэоценовые отложения в нижней своей части выражены пестроцветными мергелями мощностью около 20 м, а выше - щебенчатыми зелеными мергелями несколько большей мощности. Строение верхнего эоцена существенно не отличается от строения разрезов более западных районов. Мощность кумского горизонта 30-40 м, белоглинского - до 100 м.

В юго-восточной части Предкавказья развита фораминиферовая серия, охватывающая по возрасту палеоцен и эоцен. Серия подразделяется на пестроцветную свиту, свиту зеленых мергелей и известняков общей мощностью 250-300 м, в состав серии также входят аналоги кумской и белоглин-ской свит. Наиболее типично фораминиферовые отложения представлены в районе Черных гор и Северного Дагестана по рекам Чанты-Аргун, Су-лак, Шура-Озень. К этим отложениям относятся карбонатные породы датского, а также, возможно, монского и танетского ярусов. Выше среди мергелей (свита зеленых мергелей и известняков) присутствуют прослои песчанистых известняков. В средней части разреза залегают коричневые битуминозные глинисто-мергелистые сланцевые породы. В разрезах Южного Дагестана нижняя часть пестроцветных отложений (до нижнего эоцена включительно) замещается сероцветами. В нижней части разреза в мергелях заключены смятые глыбы известняков палеоценовых, но более древние, чем содержащие их породы. Нижнеэоценовая часть разреза сложена песчанистыми мергелями и известняками и песчаниками общей мощностью около 130 м. Выше сходные породы относятся к кумскому и белоглинскому горизонтам общей мощностью до 250 м.

В разрезах скважин Центрального и Восточного Предкавказья палеоценовые и эоценовые отложения в целом сходны по составу с разрезами склонов Центрального и Восточного Кавказа, однако они отличаются по полноте. На многих площадях отмечается выпадение нижней, а иногда и средней части эльбурганской свиты вследствие раннепалеоценового перерва. Мергели и глины верхней части эльбурганской свиты залегают непосредственно на верхнемеловых образованиях. В результате еще более молодых по возрасту перерывов и размывов эльбурганские отложения целиком отсутствуют на некоторых площадях. В разрезе отмечаются и другие перерывы, среднеэоценовые отложения несогласно залегают на верхнепалеоценовых в Восточном Предкавказье, в Центральном Предкавказье верхняя часть белоглинской свиты залегает на среднем эоцене. Одним из наиболее интенсивных размывов является предолигоценовый. Особенно четко он устанавливается на локальных структурах Центрального Предкавказья. Здесь под хадумскими отложениями залегают низы верхнего эоцена, а на отдельных поднятиях (Сенгилеевс-кое, Отрадное и др.) - породы среднего эоцена. Полнота развития хадума также неодинакова. В связи с развитием трансгрессии при продвижении на север на эоцене залегают все более молодые горизонты хадума.

В олигоценовый век изменяются условия и начинается отличный от предыдущего этап развития на территории современного Предкавказья. Это связано с падением в конце эоцена - начале олигоцена уровня Мирового океана и поднятиями в Среднеземноморском подвижном поясе. Периферические бассейны Тетиса частично или полностью обособились Компенсационное углубление в связи с ростом смежных поднятий, ухудшение связи с океаном привело к более выраженной стратификации вод и плохой их аэрации в нижних горизонтах. В то же время, относительно увеличился привнос пресных вод. В разрезе этот этап выражен накоплением отложений майкопской серии. Майкоп и его аналоги являются характерными толщами в разрезе нефтеносных районов не только на Кавказе, но и на Карпатах, в Крыму, в Средней Азии. В Предкавказье отложения майкопкой серии выполняют крупные прогибы в Азово-Кубанском и Терско-Каспийском бассейнах. С границей Майкопа и подстилающей белоглинской свит связана резкая смена состава некоторых групп организмов.

В Западном и Центральном Предкавказье майкоп подразделяется на три части. Нижняя часть была выделена под названием хадумского горизонта. Точно возрастной объем хадума не определен, но можно сказать, что ему соответствуют три ныне выделяемые свиты: пшехская, полбинская и морозкинская. Две первые свиты и нижняя часть морозкинской свиты, относятся к рюпельскому ярусу нижнего олигоцена, в то время как верхняя часть этой свиты - уже к хаттскому ярусу верхнего олигоцена.

Пшехская свита представлена известковистыми коричневатыми глинами и мергелями с фауной планорбелл и рыбными остатками. Глины содержат маломощные прослойки песка, мощность свиты достигает 80 м. Полбинская свита сложена светлыми маркими мергелями, содержащими остракоды (ост-ракодовый горизонт), мощность 10-12 м. Нижняя часть (подсвита) морозкинской свиты сложена чередованием карбонатных и бескарбонатных тонкослоистых ярозитизированных глин мощностью около 10 м. Глины этой под-свиты прослеживаются по всему Северному Кавказу и Предкавказью вплоть до Сало-Манычского междуречья и Ергеней. Верхнеморозкинская подсвита (хатт) мощностью 15-20 м, также глинистая по составу, в верхней части опесчанивается.

К хатткому ярусу олигоцена по возрасту относятся еще три свиты: батал-пашинская, септариевая и зеленчукская. Первая из них сложена коричневато-серыми неизвестковистыми глинами мощностью до 200 м, с мелкими мергельными конкрециями. В самых верхах свиты залегают линзы плитчатых доломитизированных мергелей. Вышележащая септариевская свита представлена темными глинами мощностью 25 м, содержащими крупные мергельно-доломитовые септарии. В северных районах Ставрополья общая мощность баталпашинско-септаривой толщи составляет 280 м. Зеленчукская свита состоит из листоватых неизвестковых глин алевролитов и песчаников. В Западном Предкавказье за возрастной аналог зеленчукской свиты принимается нижняя часть восковогорской свиты спон-голитовых пород и глины с прослоями доломитов.

Согласно первоначальной стратиграфической схеме И.М. Губкина, она соответствует двум свитам: нижней - чехокской и верхней - нефтянской. Чекохская свита сложена песками (нефтеносными) и прослоями глин общей мощностью до 200 м. Пески преобладают в составе нижней части нефтянской свиты (I промысловый горизонт), выше залегают глины и встречаются прослои конгломератов. Майкопские породы, развитые в районе Нефтегорска, вниз по падению увеличиваются в мощности-к оси Западно-Кубанского прогиба. Наибольшего развития в составе Майкопа песчаные отложения достигают в районе станицы Саратовской, где насчитывается девять крупных песчаных пачек, а суммарная мощность Майкопа достигает 1500 м. На южном борту прогиба пески выклиниваются, образуя цепочку заливообразных ловушек. Наибольшие мощности Майкопа в Западно-Кубанском прогибе превышают, по-видимому, 3 км.

В соответствии со стратиграфическим кодексом 1992 г. зеленчукская свита и ее возрастные аналоги относятся уже к миоцену. Майкоп, кроме олигоцена, охватывает также и нижнюю часть миоцена - аквитанский и часть бурдигальского яруса средиземноморской шкалы. Для Восточного Паратетиса это будет соответствовать кавказскому, сакараульскому и ко-цахурскому стратиграфическим региоярусам. К кавказскому ярусу относится зеленчукская свита и ее возрастные аналоги, к саракаульскому ярусу - караджалгинская и ольгинская свиты. Караджалгинская свита представлена преимущественно глинистыми отложениями относительно глубоководного образования. Частично их замещающие и перекрывающие отложения ольгинской свиты мощностью 50-60 м выделяются на погруженных осадках.

В более западных районах в осевой зоне прогиба отложения Майкопа представлены однообразными темно-серыми неизвестковистыми глинами, вскрытая мощность достигает 1400 м и более. На северном борту Западно-Кубанского прогиба майкопские отложения выполняют, так же как и на южном борту, эрозионные врезы в породах эоценового возраста. Вскрытые в скважинах близ Красноларя низы Майкопа представлены толщей глин с прослоями конгломератов, свидетельствующих о перерыве и последующем разрушении образовавшихся неровностей рельефа. На северном борту общая мощность Майкопа сильно сокращена.

В пределах Восточно-Кубанского прогиба майкопские отложения непрерывно прослеживаются вдоль северного склона Кавказа, это в основном глины с конкрециями сидерита. В скважинах Майкопской и Кужорской площадей мощность составляет 350-400 м. Восточнее р. Белая в средней части Майкопа появляется песчано-алевритовые породы, максимального развития они достигают на р. Лаба, в них выделяется марганцеворудный горизонт. В верхней части песчано-алевритовой толщи присутствуют гравелиты и косослоистые песчаники. Марганцеворудный горизонт, по мнению В.П. Калиненко и Ю.Н. Швамбергера, может соответствовать низам отложений ольгинской свиты Центрального Предкавказья, относимых к сакараульскому региоярусу нижнего миоцена. На погружении в Восточно-Кубанском прогибе в пределах Майкопа отмечаются клиноформные тела. Общая мощность майкопа достигает 1000 м, верхи его здесь размыты.

Разрез Майкопа по р. Кубань является стратотипическим. К выделенному здесь кавказскому региоярусу нижнего миоцена относятся уже упоминавшиеся зеленчукская свита, септариевые слои и нижняя часть караджалгинской свиты. Последняя представлена у станицы Балахоновской толщей глин (около 100 м) с конкрециями сидерита. Верхняя половина караджалгинской свиты и ольгинская свита относятся уже к сакараульскому региоярусу.

Верхняя часть караджалгинской свиты сходна с нижней, но отличается фаунистически, мощность около 90 м.

Ольгинская свита представлена неизвестковистыми глинами, обычно без сидеритов, мощность 170-200 м. Более молодому коцахурскому региоярусу соответствует рицевская свита, сложенная неизвестковистыми глинами с многочисленными сидеритовыми конкрециями, мощность 200-220 м. Ольгинской и рицевской свитам в Западном Предкавказье соответствует глинисто-сидеритовая свита верхнего Майкопа. Майкоп обнажается на юго-западном крыле Невинномысского вала и пройден многими скважинами. В северном направлении параллельно с изменением мощности он существенно изменяется по составу. Вблизи от линии, соединяющей Ростовский выступ и кряж Карпинского, в олигоцене и раннем миоцене, по-видимому, протягивалась прибрежная мелководная полоса, в которой отлагались алевриты и глинистые пески.

Разбивка Майкопа на промысловых площадях имеет большое практическое значение. Она впервые была произведена И.М. Губкиным в начале XX в. в Хадыженско-Майкопском районе, где им были выделены горизонты нефтянских и ширванских колодцев, горизонт песков с легкой нефтью и др. Эти горизонты представляют собой песчаные тела русел рек или береговых отмелей. Они являются прекрасными коллекторами для нефти.

В Ставрополье нижние горизонты Майкопа (хадум) содержат песчаные тела, являющиеся газоносными. Сами глинистые породы, составляющие основную массу Майкопа, при определенных процессах также приобретают эффективную пористость и являются коллекторами на Журавской, Воробь-евской и других площадях.

На восточном и юго-восточном склоне Кавказа, в Черных горах и Дагестане, отложения Майкопа подразделяются на три части.

Нижняя часть представлена хадумским горизонтом, состоящем из темных сланцеватых глин с прослоями мергелей, мощностью от 15 до 400 м. В южном и западном направлениях разрез хадума обогащается песчаным материалом. В Северной Осетии отмечено большое количество прослоев песчаников и алевролитов, в которых содержатся переотложенные форминиферы позднеэоценового возраста. В Южном Дагестане разрез хадумских отложений уменьшается в мощности и не содержит прослоев песчано-алевритовых пород.

Средняя часть Майкопа здесь имеет позднеолигоценовый возраст, в ней выделяются миатлинская, нижняя глинистая, муцидакальская, аргунская, алкунская и ассинская свиты. Миатлинская свита сложена чередованием не-известковистых алевролитов и песчаников. Во многих разрезах к этой свите приурочены горизонты оползней с включением более древних пород. Мощность свиты около 180 м. Нижняя глинистая свита представлена глинами с редкими тонкими прослоями алевролитов, мощность до 250 м.

Вышезалегающая муцидакальская свита отличается более частыми прослоями алевролитов и имеет в целом флишоидный облик, мощность ее 340 м.

Аргунская свита выражена шоколадными бескарбонатными глинами с яро-зитом, прослоями плотных песчаников и алевролитов и конкрециями доло-митизированных мергелей, мощность свиты до 150 м. Алкунская свита представлена глинами, иногда карбонатными, с несколькими пластами доломи-тизированных мергелей. Мощность свиты 20-25 м, она для стратиграфии Майкопа Предкавказья имеет особое значение, так как помогает увязывать разрезы. В частности, она хорошо коррелирует с верхами баталпашинской свиты Западного Предкавказья. Залегающая выше ассинская свита (вероятно, соответствует горизонту рики) сложена темно-коричневыми бескарбонатными глинами с ярозитом, с конкрециями мергелей и тонкими прослоями косослоистых алевролитов. Следующая вверх по разрезу зурамакентская свита всеми исследователями относится к миоцену. По составу это темно-серые глины с сидеритовыми конкрециями мощностью 100-130 м. В Южном Дагестане подобного дробного расчленения Майкопа нет. В разрезах по р. Рубас-чай и других к нему относится толща глин с редкими маломощными прослоями алевролитов и вышезалегающие глины с сидеритами, которые можно сопоставить с зурамакентской свитой, мощности Майкопа здесь сильно уменьшены - 100-150 м.

В платформенной части Восточного Предкавказья, как показал анализ сейсмических разрезов в кровле и подошве Майкопа, почти повсеместно отмечаются поверхности несогласий. Фиксируется подошвенное налегание на фораминиферовые слои эоцена, а в кровле нередко отмечается эрозионный срез. Толща Майкопа по сейсмическим данным расчленяется на девять перекрывающих друг друга клиноформ. Каждая клиноформа вытянута с севера на юг на расстояние от 80 до 300 км при протяженности в широтном сечении от 30 до 90 км, они имеют вертикальные мощности 300-350 м.

К верхней части нижнего миоцена относятся перекрывающие Майкоп породы тарханского яруса. Они представлены серыми и зеленовато-серыми известковистыми глинами, иногда песчанистыми и алевритистыми в верхней части, с прослоями и конкрециями мергелей. Мощность тархана - обычно первые метры, иногда до 20-25 м. В краевых частях бассейна и в северных частях антиклинальных зон Северо-Западного Кавказа он размыт. Вышезалегающие породы чокракского, караганского, конкского и нижней части сарматского ярусов по возрасту относятся к среднему миоцену. Образование этих пород отражает активный рост Кавказского горного сооружения, это -отложения молассы, слагающие предгорный прогиб. В складках Северо-Западного Кавказа чокрак трансгрессивно залегает на Майкопе и перекрывается зачастую сарматом или более молодыми отложениями.

На южном борту Западно-Кубанского прогиба по литологическому составу чокрак подразделяется на нижнюю, преимущественно глинистую часть и верхнюю - чередование глин с алевролитами, детритусовыми известняками и мергелями. На некоторых структурах верхняя часть чокрака залегает на нижней с угловым несогласием. Мощность изменяется от сводов поднятий до осей синклиналей от 10 до 180 м.

Восточнее станицы Калужской чокрак представлен глинами с включениями доломитов и мшанково-раковинных рифогенных известняков. Вниз по падению эти породы замещаются конгломератами, песками и глинами. В осевой зоне и на северном борту Западно-Кубанского прогиба (южнее линии Приморско-Ахтарск-Тихорецк) чокрак сложен глинами с редкими прослоями алевролитов, песчаников и доломитизированных мергелей, максимальная мощность на Новотатаровской площади достигает 550 м, севернее указанной линии чокрак отсутствует.

Восточнее р. Белая породы яруса представлены в основном глинами с известняками в нижней части и песчаными породами - в верхней, мощность на погружении в скважинах достигает 250 м. На Трехсельской площади в пределах Восточно-Кубанской впадины отложения рассматриваемого возраста представлены глинами с песчаниками и ракушечниками мощностью до 200 м.

Породы караганского яруса сложены в основном глинами с прослоями мергелей, а также песчаников и известняков. Глины иногда загипсованы и даже встречаются линзы гипса. В сводах антиклинальных складок в пределах Северо-Западного Кавказа караган часто размыт, мощность отложений на выходах составляет 80-100 м, на погружении возрастает до 300 м. В осевой части Западно-Кубанского прогиба в подошве карагана повсеместно прослеживается пачка черных неизвестковистых глин. В северных районах (Каневская площадь и севернее) караган трансгрессивно залегает на глубокоразмытом Майкопе, к северу его верхняя часть также срезается, к Кущевс-кой площади происходит полное его выклинивание. В восточных районах Кубани на выходах в нижней части карагана преобладают глины, а верхняя сложена песками с прослоями песчаников и детритусовых известняков, общая мощность около 200 м. Вниз по падению более грубые породы замещаются гипсами. В осевой зоне Восточно-Кубанской впадины максимальные мощности карагана (до 150 м) установлены на Советской и Курганской площадях.

Конкский ярус на южном борту Западно-Кубанского прогиба представлен серыми слоистыми глинами с прослоями мергелей, мощность 10-15 м. В осевой зоне прогиба (площади Анастасиевско-Троицкая, Марьяновская и др.) он представлен песчано-алевритовыми известковистыми глинам. Так же примерно конкские отложения представлены и севернее. В разрезе Песчанокопской опорной скважины нарастает количество алевролитов и песчаников, севернее отложения этого яруса не выделяются. В восточных районах Кубани конкские отложения представлены песками с прослоями рыхлых ракушня-ков. В осевой зоне Восточно-Кубанского прогиба к конке отнесены темно-серые глины с редкими прослоями мергелей, мощность 10-15 м.

Вышезалегающий сарматский ярус подразделяется на три части. Вопрос о возрасте сарматского яруса в последние годы подвергся переоценке. Произведенные измерения абсолютного возраста радиационным методом по вулканическому пеплу позволили установить, что возраст по крайне мере нижнего и среднего подъярусов является среднемиоценовым [Чумаков и др., 1993]. Сделанная поправка очень важна, она позволяет утверждать, что связь сарматского моря в Восточном Паратетисе с Мировым океаном через Средиземное море хотя и стала ограниченной, но не прервалась. (Связь прервется позже, когда в переуглубленных высыхающих котловинах Средиземного моря начнется осаждение солей - в позднем миоцене в мессинскую эпоху.)

Итак, появилась возможность датировать осадки нижнесарматского подъя-руса, которые накапливались в интервале времени от 13,7 до 12,2 млн лет. На южном борту Западно-Кубанского прогиба они представлены глинами с прослоями мергелей и известняков. Мощность подъяруса не превышает 100 м. На площадях Ахтырско-Бугундырской и Зыбза к нижнему сармату отнесена толща конгломератов и глинистой брекчии мощностью 30-40 м. Среди глин встречаются довольно значительные песчаные пачки и пласты известняков. В осевой зоне прогиба нижний сармат подразделяется на две части: нижнюю глинистую и верхнюю, сложенную глинами с прослоями мергелей и песчаников. Максимальная мощность нижнего сармата 150 м, к северу она постепенно сокращается, и на Кущевской площади составляет 20-30 м, здесь сармат залегает на среднем Майкопе. В пределах Восточной Кубани в нижнем сармате развиты глинистые пески с пластами рыхлых ракушняков, вниз по падению они замещаются глинами, мощность достигает 80 м.

В среднем сармате четко обособляются две части: нижняя - глинистая (криптомактровые слои) и верхняя - песчано-известняковая. Севернее в прогибе разрез нередко полностью представлен глинами. Мощность в сводах складок 20-50 м, а в синклиналях - 180-200 м. К северу разрез сложен глинами с прослоями песчаников и мергелей, мощность около 50 м. В Восточно-Кубанской впадине строение среднего сармата также двучленное, максимальная мощность в центре Восточно-Кубанского прогиба 280 м.

Верхнесарматские отложения отнесены уже к верхнему миоцену. По составу это глины, известняки и песчаники. В осевой части Западно-Кубанского прогиба глины содержат в нижней части пористые известняки, а в верхней - алевролиты и песчаники. Мощность подъяруса около 200, а в Анаста-сиевско-Троицкой антиклинали она сокращена до 80-100 м, а в Славянской впадине увеличивается до 280 м. В пределах Тимашевской ступени мощность составляет 130-150 м, севернее сокращается еще больше, а глины замещаются песками. В обнажениях по р. Белая и восточнее верхний сармат представлен песчаными и известково-детритовыми отложениями общей мощностью 50-100 м. В осевой зоне Восточно-Кубанской впадины в верхнем сармате чередуются глины и пески, максимальная мощность 220 м.

Осадки мэотического яруса в западной части Краснодарского края залегают трансгрессивно на разных отложениях более раннего возраста и представлены главным образом органогенными известняками. В наиболее сокращенных разрезах они иногда полностью сложены конгломератами и брекчией из обломков эоценовых и майкопских пород. К северу известняки замещаются песчаниками и глинами, мощность возрастает до 250 м. В осевой зоне Западно-Кубанского прогиба ярус сложен глинами с прослоями песчано-алеврито-вых пород, являющихся хорошими коллекторами. Мощность мэотиса достигает 500 м на Тимашевской ступени и далее к северу она сильно сокращается. В восточных районах Кубани морские мэотические отложения установлены только к западу от линии Майкоп-Кропоткин. Восточнее наблюдается их замещение континентальными образованиями. В разрезах преобладают пестроокрашен-ные бесструктурные глины с пресноводной фауной, мощность составляет 30-40 м. Анализ данных бурения позволяет говорить о широком развитии аллювиальных отложений в позднем мэотисе, во всяком случае в южных и восточных районах. В конце понтического времени обширные территории, прилегающие к современным Черному и Азовскому морям, оказались осушены. Возникшая здесь эрозионная сеть распространялась в пределы акватории, где она ныне погребена под более молодыми отложениями.

Возраст подошвы понтического яруса (по данным И.С. Чумакова и др. [1993]) составляет 7 млн лет, т.е. он древнее даже нижней границы мессиния в Среднеземноморье (6,5 млн лет), который безусловно считается позднемио-ценовым. Поэтому на этом основании понтический ярус в интервале времени 7,0-5,2 млн лет отнесен к верхнему миоцену, что подтверждается и в других районах. Хотя понтический век связан с серьезными физико-географическими преобразованиями, удалось установить, что шемахинские и бабаджанские слои верхнего миоцена Азербайджана по радиометрической датировке соответствуют среднему и верхнему понту, и, таким образом, позднемиоценовый возраст имеет дополнительное подтверждение.

В западных районах Кубани понт залегает с размывом на подстилающих отложениях, вплоть до меловых, и представлен песчанистыми глинами с прослоями детритусовых известняков, мощность 100-150 м. Восточнее также характерно трансгрессивное залегание понта с конгломератом в основании на мэотисе и различных более древних отложениях. В осевой зоне Западно-Кубнского прогиба нижняя часть понтического яруса представлена глинами (новороссийский подъярус), а средняя часть начинается пачкой песчано-алевритовых пород. По-видимому, это не случайно, ведь именно где-то в начале среднего понта на рубеже 6,5 млн лет произошло давно известное геологам событие - распад единого понтического бассейна на два - Эвксинский и Каспийский. Нижние глины представляют единый новороссийский подъярус, далее до акчагыла развитие шло раздельно. В центральной части прогиба у Темрюка мощность достигает 800 м. На севере Азово-Кубанского бассейна, в его краевой части, формировались пески и ракушняки. В Восточно-Кубанском прогибе в разрезе преобладают пестроокрашенные бесструктурные глины континентального облика. Только в центральных частях они чередуются с песчаниками и известняками морского происхождения мощностью до 150 м.

Плиоценовый отдел в Западном Предкавказье включает два яруса: киммерийский и куяльницкий. В киммерии обособляются две литологически различные толщи: нижняя, сложенная неизвестковистыми глинами с прослоями ожелезненных пород - "рудные слои" и верхняя, где преобладают пески, -"нерудные слои". Мощность "рудных слоев" на западе южной части Краснодарского края составляет 150 м, "нерудных" - 130 м. К северу мощность "рудных слоев", но уже без ожелезненных горизонтов, увеличивается до 350 м. К востоку большинство глин постепенно замещается песками. В платформенной области Западного Предкавказья киммерий представлен толщей песчано-глинистых пород мощностью до 500 м преимущественно континентального генезиса, получивших название "надпонтической серии". По возрасту эти слои, по-видимому, частично относятся и к куяльницкому ярусу. В пределах Ейского полуострова к аналогам киммерия можно отнести пески с гравием мощностью 50-60 м. В Восточной Кубани к киммерию относят пески с глинами преимущественно континентального происхождения, а в осевой зоне Восточно-Кубанского прогиба выше понта залегает толща (350-400 м) пестроокрашенных глин и песков с пресноводной фауной.

Куяльник на Кубани представлен солоноватоводными отложениями. В это время бассейны Западного и Восточного Предкавказья стали объединяться, что связано было с повышением уровня Мирового океана. Куяльник соответствует акчагылу, однако морская акчагыльская фауна в Западно-Кубанском прогибе не встречена. Разделение куяльника с надрудными слоями не вполне определенное. При мощности примерно 600 м в центральной части прогиба можно выделить нижнюю и верхнюю песчаные и среднюю глинистую толщу. В северных районах Западного Предкавказья к куяльнику условно относят серые и желто-бурые глины и мелкозернистые песчаники. В восточных районах Кубани верхний плиоцен представлен континентальной толщей.

В Восточном Предкавказье перекрывающие Майкоп отложения тарханс-кого яруса обнажаются во многих местах и вскрыты скважинами. Они известны под разными названиями. Возможно, к ним относятся самые верхи зурамакентской свиты (буйнакские слои). Известны терские слои, представленные мергельными породами, выше которых залегают аргунские слои, сложенные известковыми глинами. От р. Терек до Минераловодского выступа

тархан отсутствует. В осевой зоне Терско-Каспийского прогиба тархан доказан на западе, где он представлен мергелем и известковистыми глинами мощностью 6 м. Присутствие тархана фаунистически подтверждено на ряде других площадей. В платформенных районах Восточного Предкавказья тарханский ярус отсутствует, на размытой поверхности Майкопа залегают чокракские отложения.

Отложения этого яруса широко развиты в Восточном Предкавказье и являются одним из самых важных объектов. В районе Нальчика чокрак представлен в нижней части песчанистыми породами, в верхней - глинами, перекрывающими слои с галькой карбонатных пород. К востоку от р. Терек отмечаются мощные (больше 140 м) слои песчаников. В нефтеносных районах Терско-Сунженской области наиболее полная схема была предложена Н.Б. Вассоевичем. На тарханских отложениях здесь залегает толща темных слоистых глин с многочисленными мергельными шаровыми конкрециями, мощностью до 60 м. Выше залегает непостоянная по мощности (80-300 м) нижняя часть чокрака, выделенная как махачкалинская свита с невыдержанными песчаными пластами. В глинах включены нептунические дайки и отмечаются следы смятий. Серноводская свита верхнего чокрака представлена глинами и разноокрашенными песчаниками и мергелями, мощность до 100 м. В Датыхском районе эти породы замещаются толщей около 50 м чередования соленосных глин и гипсов. Песчаные пласты верхнего чокрака выдержаны, имеют постоянную мощность (до десятков метров) и представлены мелкозернистыми кварцевыми разностями с диагональной слоистостью. Общая мощность яруса изменяется от 170-200 м в Вознесенском и Малгобекском районах до 1200 м в Гудермесском. К северу мощность сокращается. В платформенной части в районе Ачикулака чокрак представлен толщей глин мощностью до 200 м. В равнинных районах Дагестана в составе яруса выделяются: нижняя глинистая часть и верхняя, в которой преобладают песчаники и алевролиты. К северу мощность чокрака быстро сокращается. В Дагестане среди глин чокрака залегают песчаные пласты.

Породы караганского яруса согласно залегают на чокраке. Караган сложен глинами с прослоями мергелей и известняков и более мощными пластами песчаников. Мощность от р. Урух (30 м) возрастает к востоку до 300 м на р. Аксай, одновременно увеличивается количество песчаников. В Терском хребте мощность достигает 400 м, здесь в разрезе в основном чередуются песчано-алевритовые и глинистые пачки. По схеме Н.Б. Вассоевича, в кара-гане выделяется две свиты: Сунженская и манасская. Песчанистость сунженс-кой свиты увеличивается в восточном направлении. В Дагестане мощность яруса достигает 480 м (с. Уйтали). В западной платформенной части Восточного Предкавказья разрез карагана представлен песчано-глинистыми породами мощностью 350 м, мощность песчаных пачек 30-40 м. К востоку мощность сокращается, в Озек-Суате не превышает 160 м. К северу мощность также быстро сокращается, в Артезиане составляет 40 м, здесь караган непосредственно перекрывается акчагылом.

Конкский ярус представлен глинами с прослоями мергелей, иногда песков, мощность 15-40 м. Литологически конка не отличается от вышележащего сармата. Нижний сармат в Черных горах и Передовых хребтах представлен серыми слоистыми глинами с прослоями мергелей и доломитов. Мощность достигает 200 м, на Терском хребте не превышает 50 м. В Дагестане нижний сармат также представлен глинами. На платформе глины содержат пачки песчаников. Средний сармат почти повсеместно представлен известковистыми глинами, мощность в разрезе Черных гор достигает 400 м, в Передовых хребтах - 100-200 м. Выше глинистые породы сменяются песчаными породами и известняками-ракушняками, встречаются конгломераты. В северных районах Предгорного Дагестана разрез среднего сармата существенно глинистый, мощность достигает здесь 800 м (р. Манас). В южном направлении опять возрастает роль песчаного материала и появляются известняки-ракушняки.

В Южном Дагестане органогенно-обломочные известняки чередуются с пачками и прослоями глин, мощность подъяруса до 300 м. Верхний сармат в Восточном Предкавказье представлен глинами с рыхлыми песками и ракушняками. Мощность этой части разреза в районе Передовых хребтов достигает 350 м. Выше залегает толща мощностью до 350 м песчанистых глин, чередующихся с пачками алевролитов и песчаников с пресноводной фауной. Общая мощность верхнего сармата составляет не менее 800 м. В районе Махачкалы верхний сармат имеет мощность 700 м и сложен песчано-глинистой толщей. В районе Избербаша появляются прослои детритусовых известняков, которые получают широкое развитие южнее Дербента. Общая мощность отложений здесь от 200 до 400 м. Верхняя часть верхнего сармата в северных районах представлена глинами, чередующимися с песчано-алевритовыми породами с раковинами наземных моллюсков. Мощность этой части разреза 450 м, общая мощность верхнего сармата максимальна по р. Сулак - 1100 м.

Отложения мэотического яруса в Восточном Предкавказье представлены морскими и континентальными образованиями. Континентальные фации развиты в западной части моноклинали Черных гор и выражены конгломератами из галек осадочных пород. В восточных районах нижний мэотис представлен морской песчано-глинистой толщей с прослоями раковинных и оолитовых известняков. Верхний мэотис сложен неплотными песчаниками, песками и песчанистыми глинами.

Понтический ярус пользуется незначительным распространением вдоль южного борта и в осевой части Терско-Каспийского прогиба. Это песчаник с прослоями глин и бурым углем, в ракушечниках заключена фауна новороссийского подъяруса, общего для Восточного и Западного Предкавказья. Выше новороссия в Восточном Предкавказье залегает горизонт галечников и конгломератов, а затем - континентальные отложения терской свиты. Это песчаники и алевролиты с прослоями глин, иногда содержащие пресноводную фауну, мощность изменчива от 30 до 400 м. В Дагестане максимальная мощность континентальных отложений 530 м. Они, видимо, соответствуют по возрасту не только верхам понта, но и киммерию Западного Предкавказья, известны в бассейне р. Самур. Южнее они сменяются подакчагыльскими слоями продуктивной толщи Азербайджана.

Акчагыл в Восточном Предкавказье в связи с началом трансгрессии развит широко и достигает значительной мощности в 500-700 м. Отложения акчагыльского яруса трансгрессивно, в ряде случаев с угловым несогласием, перекрывают различные, более древние горизонты, вплоть до верхнего майкопа, а в Южном Дагестане - до юры. Акчагыл обрамляет Терскую и Сунженскую антиклинальные зоны, в Кабардинской и Осетинской впадинах он вместе с апшероном образует единый вулканогенно-осадочный комплекс, сложенный конгломератами из галек и глыб вулканических пород с прослоями песков, глин и суглинков, в том числе пепловых, мощностью до 2000 м. В Передовых хребтах преобладают пески и глины мощностью до 400 м. В районах Притеречной равнины акчагыл сложен еще более тонкой молассой.

В Северном Дагестане на р. Сулак нижняя часть акчагыла песчаногли-нистая, а верхняя - песчано-конгломератовая, мощность 200 м. В Южном

Дагестане акчагыльские отложения мощностью до 700 м, помимо глин и песчаников, включают детритусовые известняки и заключают прослои вулканического пепла.

Отложения апшеронского яруса плейстоцена выполняют, как правило, эрозионные понижения более древнего рельефа и представлены аллювиальными галечниками и конгломератами, грубыми песками. В районе Передовых хребтов мощность достигает 250 м, а в окаймляющих их впадинах значительно больше. На Кизлярской площади мощность достигает 100 м, состав при этом становится более мелкозернистым, присутствуют пачки глин. В предгорьях Дагестана (р. Сулак) мощность апшерона 400 м. Во время последовательно сменявшихся трансгрессий антропогена также были накоплены значительные мощности отложений.

Тектоника

Тектоническое районирование Предкавказья

Вопросами тектонического районирования отдельных районов и в целом региона на протяжении многих лет занимались многие исследователи. В настоящей работе за основу принята схема тектонического строения региона, разработанная А.И. Летавиным, В.Е. Орлом и др. [1987], учтены также и более поздние работы.

В региональном плане Северное Предкавказье большей своей частью располагается в пределах Скифской плиты, которая протягивается вдоль южного края Восточно-Европейской платформы от Каспийского до Азовского и Черного морей. На востоке Скифская плита уходит в акваторию Каспия. Северная граница Скифской плиты с Восточно-Европейской платформой проходит по краевым шовным разломам вдоль северного склона кряжа Карпинского. На северо-западе со Скифской плитой граничит Азовский выступ Восточно-Европейской платформы. На юге Скифская плита по системе глубинных разломов смыкается с альпийскими складчатыми сооружениями Кавказа. Схема тектонического районирования представлена на рис. 1.

Азовский выступ от молодой платформы со всех сторон отделен крупными разломами (Северо-Каневский, Северо-Ленинградский и Канеловский). Только на востоке выступ не имеет разломного ограничения и здесь граница разновозрастных платформ проводится условно. Северная граница Азовского выступа устанавливается по оси Тузловско-Пролетарского прогиба, который является западной центриклиналью зоны Манычских прогибов.

Поверхность фундамента Азовского выступа погружается к югу от 500 м (на севере) до 3500 м (на юге), структурный выступ осложнен системой положительных и отрицательных (депрессионных) структурных зон. Наиболее значительными из последних являются Еланчикский и Копанский прогибы. Среди положительных структурных зон наиболее рельефно выделяются Ростовское поднятие и разноориентированные линейные зоны поднятий -Екатериновско-Кущевская, Канеловская и Щербиновская. Базальными комплексами осадочного разреза на большей части выступа являются нижний мел и только в Копанском прогибе - юрские отложения и, возможно, триас.

Тектоническое строение молодой платформы в целом характеризуется высокой структурной дифференциацией.

На севере региона расположен крупный тектонический элемент - кряж Карпинского, фундаментом которого являются складчатые отложения верхнего палеозоя. Последние в северо-западной части кряжа выходят на поверхность, образуя восточную часть складчатого Донбасса.

Наиболее крупными структурными зонами в западной части кряжа является Восточно-Донбасский вал с глубиной залегания фундамента 200-600 м и Гашунско-Зимовниковский прогиб. Последний, в пределах которого фундамент погружен на глубины 1400-1900 м, структурно слабо дифференцирован и осложнен только в южной части системой поднятий, образующих Белоглинский вал. Базальным выполнением прогиба, вероятно, является триасовый комплекс, хотя не исключено, что в некоторых участках фундамент здесь перекрыт более молодыми отложениями (верхний мел) по аналогии с приграничным на юге Гудиловским прогибом, входящим в систему Манычских прогибов.

Центральную часть кряжа образуют Элистинский вал (глубина залегания фундамента 800-1500 м), изометричное Бузгинское поднятие (палеозой погружен до глубин 1200-1600 м) и крупное пологое Заветнинско-Чилгирс-кое поднятие (фундамент на глубинах 600-1200 м). Наиболее значительной депрессионной зоной является Северо-Бузгинский прогиб, представляющий собой протяженную зону пониженного залегания фундамента (1300-1400 м). Фундамент в пределах рассмотренных структурных зон центральной части кряжа перекрыт отложениями юры или нижнего мела.

Восточная часть кряжа Карпинского в целом представляет крупную моноклиналь, погружающуюся в южном направлении с глубинами залегания фундамента 2000-2800 м. Моноклиналь осложнена в северной части двумя рельефно выраженными Полдневским и Промысловско-Цубукским валами, при этом последний образует грабенообразную структуру с интенсивной дизъюнктивной тектоникой.

Крайне южная часть моноклинали представляет собой Камышанско-Каспийскую тектоническую ступень, осложненную многочисленными малоамплитудными поднятиями. Поверхность фундамента восточной части кряжа повсеместно перекрыта юрскими отложениями, а в отдельных депрессионных участках рельефа фундамента - красноцветами триаса.

Вдоль южного склона кряжа Карпинского расположена протяженная узкая зона Манычских прогибов, представляющая собой систему самостоятельных депрессий. Самой западной депрессией зоны является Тузловско-Пролетарский прогиб с глубинами залегания фундамента 1000-3000 м. Значительная часть прогиба выполнена пермо-триасовыми отложениями. От восточнее расположенного Гудиловского прогиба он отделен поперечным Сальским валом. Гудиловский прогиб является крупной депрессией с глубинами залегания фундамента до 3500 м, выполненной отложениями пермо-триаса. Для прогиба характерны увеличенные (в 2 раза) мощности верхнего мела, по сравнению с прилегающими территориями.

Рис. 1. Схема тектонического районирования Северного Кавказа (по материалам А.И. Летавина и др. [1987])

1 - границы тектонических элементов I порядка, 2 - границы тектонических элементов II порядка

Тектонические элементы (цифры на схеме): 1. Азовский выступ: 1 - Ростовское поднятие, 2 - Екатериновско-Кущевская зона поднятий, 3 - Канеловская зона поднятий, 4 -Щербиновская зона поднятий, 5 - Копанский прогиб, 6 - Еланчикский прогиб; 2. Кряж Карпинского: 1 - Полдневский вал, 2 - Промыслово-Цубукский вал, 3 - Камышанско-Каспийская ступень, 4 - Бузгинское поднятие, 5 - Заветнинско-Чилгирское поднятие, 6 - Элистинский вал, 7 - Белоглинский вал, 8 - Восточно-Донбасский вал, 9 - Гашун-ско-Зимовниковский прогиб, 10 - Северо-Бузгинский прогиб; 3. Ирклиевская впадина:

1 - Ленинградская зона поднятий, 2 - Крыловская зона поднятий; 4. Каневско-Березан-ская система поднятий; 5. Западно-Ставропольская впадина: 1 - Сальский вал, 2 -Расшеватское поднятие, 3 - Соколовско-Алексеевская зона поднятий, 4 - Калниболотс-кий выступ; 6. Восточно-Кубанская впадина: 1 - Спокойненский выступ, 2 - Беломе-четский прогиб; 7. Ставропольский свод: 1 - Южно-Ставропольский вал, 2 - Сенгилеев-ское поднятие, 3 - Северо-Ставропольский вал, 4 - Тахта-Кугультинское поднятие, 5 -Безопасненское поднятие, 6 - Грачевско-Благодарненская зона поднятий, 7 - Мирненская зона поднятий; 8. Зона Манычских прогибов: 1 - Тузловско-Пролетарский прогиб, 2 -Гудиловский прогиб, 3 - Арзгирский прогиб, 4 - Восточно-Манычский прогиб, 5 - Вели-чаевско-Максимокумский вал, 6 - Чограйский прогиб, 7 - Дадынский вал, 8 - Зунда-Талгинская седловина; 9. Восточно-Ставропольская впадина: 1 - Янкульское поднятие,

2 - Чернолесский прогиб; 10. Прикумская система поднятий: 1 - Петропавловское поднятие, 2 - Ачикулакский вал, 3 - Озек-Суатское поднятие, 4 - Таловская ступень, 5 -Соленоозерная терраса, 6 - Кочубеевский выступ, 7 - Довсунский прогиб, 8 - Кумский прогиб, 9 - Бажиганский прогиб, 10 - Чернорынковский прогиб; 11. Тимашевская ступень: 1 - Динской вал; 12. Ногайская ступень: 1 - Степновское поднятие, 2 - Орта-Тюбинское поднятие, 3 - Крайновская ступень, 4 - Березкинский прогиб, 5 - Тереклинс-кий прогиб; 13. Северная моноклиналь Центрального Кавказа: 1 - Адыгейский выступ, 2 - Черкесско-Фроловская антиклинальная зона, 3 - Минераловодский выступ, 4 - Ла-бино-Зеленчукская моноклиналь, 5 - Кисловодская ступень, 6 - Балкарская моноклиналь; 14. Западно-Кубанский передовой прогиб: 1 - Анастасиевско-Троицкая антиклинальная зона, 2 - антиклинальная зона южного борта, 3 - Шапсуго-Аишеронский вал, 4 - Хадыженская моноклиналь, 5 - Славянско-Рязанский прогиб, 6 - Керченско-Таман-ский прогиб; 15. Терско-Каспийский передовой прогиб: 1 - Сунженская антиклинальная зона, 2 - Терская антиклинальная зона, 3 - Советско-Курская структурная зона, 4 -Предтерский прогиб, 5 - Осетинская впадина, 6 - Чеченская впадина, 7 - Аргуданский выступ, 8 - Баксанская моноклиналь, 9 - Черногорская моноклиналь, 10 - Сулакский прогиб, 11 - Нараттюбинская складчато-надвиговая зона, 12 - Талгинское поднятие, 13 - Губденский выступ, 14 - Миатлинский выступ, 15 - Приморская антиклинальная зона, 16 - Восточная антиклинальная зона, 17 - Западная антиклинальная зона, 18 -Притеречная авнтиклинальная зона

Гудиловский прогиб отделен Зунда-Талгинской седловиной от структурных зон восточной части Манычского прогиба. В пределах последнего по поверхности фундамента выделяется система прогибов и разделяющих их валов. Наиболее крупными из прогибов являются Арзгирский (глубина залегания фундамента 5000-5500 м), Восточно-Манычский (фундамент погружен на глубины до 6500 м) и Чограйский (глубина залегания фундамента 5000-6500 м). Прогибы выполнены мощными толщами (до 2 км) пермо-триаса, значительно нарушены высокоамплитудными (до 0,5-1 км) разрывами, определяющими блоковое строение поверхности фундамента и пермо-триаса. По вышележащим юрским и меловым отложениям прогибы нивелируются и не имеют четкого структурного отражения.

Наиболее протяженным из валов является Дадынский, отделяющий северный Чограйский прогиб от Арзгирского и Восточно-Манычского. В пределах вала отложения триаса имеют сокращенный разрез, а нередко отсутствуют. Вал ограничен крупными разломами, глубина залегания фундамента от 3500 м (на западе) до 5500 м (на востоке). Второй Величаевско-Максимокумский вал разделяет Арзгирский и Восточно-Манычский прогибы. Вал имеет меньшую протяженность по сравнению с Дадынским, но также интенсивно дислоцирован, разбит крупными нарушениями и является высокоамплитудным (до 800 м).

Среди крупных тектонических элементов палеозойской платформы, расположенной южнее зоны Манычских прогибов, выделяются Западно-Ставропольская впадина, Ставропольский свод и Прикумская система поднятий.

Западно-Ставропольская впадина, которая разделяет Азовский выступ и Ставропольский свод, представляет собой полузамкнутую структуру, поверхность фундамента которой погружается в южном направлении. В структурном отношении впадина состоит из ряда мелких депрессионных зон, ограниченных более

приподнятыми участками фундамента. Среди последних выделяется крупный высокоамплитудный (до 800 м) Сальский вал субмеридионального простирания с глубинами залегания фундамента, перекрытого осадками мела, до 1200 м. В западной части впадины в широтном направлении прослеживается крупное Расшеватское поднятие, осевая часть которого представляет собой грабен, выполненный красноцветными отложениями пермо-триаса, залегающими на фундаменте на глубинах 2600-2900 м. Южную часть впадины осложняет система малоамплитудных поднятий, образующих крупную по протяженности субширотную Соколовско-Алексеевскую зону поднятий, с глубинами залегания фундамента 3250-3650 м. Это наиболее погруженная часть впадины, базальные части осадочного разреза которой сложены нижнемеловыми отложениями.

Ставропольский свод представляет собой крупную изометрическую структуру, осложненную многочисленными, более мелкими тектоническими элементами. В южной части свода расположен Южно-Ставропольский вал, ограниченный системой субширотно-ориентированных разломов, по которым вал оказался высоко гипсометрически приподнятым (глубина фундамента до 1000-1800 м) и в его разрезе отмечается сокращенный разрез базальных (нижний мел) и третичных (за счет размыва вплоть до Майкопа) отложений. Остальная часть Ставропольского свода, которая отделяется от Южно-Ставропольского вала высокоприподнятым (1400 м) Сенгилевским поднятием, является более структурно дифференцированной. В центральной его части расположен Северо-Ставропольский вал, с глубинами залегания фундамента 1600-2000 м. К северо-западу от него выделяются крупные обособленные поднятия Безопасненское и Тахта-Кугультинское, при этом последнее не отражено в поверхности фундамента (моноклиналь с глубиной погружения фундамента 1800-2000 м), но четко фиксируется в перекрывающих комплексах мела, палеогена и неогена. Аналогичную структурную особенность имеет Грачевско-Благодарненская зона поднятий (структурный нос по поверхности фундамента, но рельефно прослеживаемый по палеоген-неогену). Восточную часть свода занимает Мирненская зона поднятий, которая по фундаменту также вырисовывается в виде пологого структурного носа с глубиной залегания 2600-2800 м, но резко выражена в перекрывающих меловых и третичных отложениях.

К востоку от Ставропольского свода протягивается приподнятый блок фундамента (Ногайско-Тарумовский вал), на котором расположена Прикумская система поднятий, протягивающаяся до Каспийского моря. Эта зона построена весьма сложно и характеризуется отсутствием в разрезе (или весьма сокращенным разрезом) юрских и пермо-триасовых отложений. Отложения фундамента здесь в основном перекрыты нижним мелом.

В западной части зоны расположено Петропавловское поднятие, узкий тектонически ограниченный блок, который по фундаменту представляет собой структурный нос с глубиной залегания фундамента 3000-4000 м. Юго-восточнее Петропавловского поднятия расположен Ачикулакскии вал, являющийся сложнодифференцированной протяженной структурой с глубинами залегания фундамента от 3600 м (на западе) до 4500 м (на востоке). При этом на востоке вала в разрезе появляются пермо-триасовые отложения, которые практически отсутствуют в его западной части. Разделом между рассмотренными выше тектоническими элементами является Довсунский прогиб с глубинами погружения фундамента более 4500 м. В западной половине Прикумской системы поднятий находится еще одно крупное поднятие - Озек-Суатское. Это изометричный по форме выступ фундамента глубиной 3400-3600 м. От Ачикулакс-кого вала Озек-Суатское поднятие отдельно глубоким (палеозой на глубинах более 4500 м) Кумским прогибом, выполненным отложениями пермо-триаса.

В восточной половине Прикумской системы поднятий отсутствуют четко обособленные положительные структурные формы. Здесь развита система тектонических ступеней (Таловская), террас (Соленоозерная), выступов (К-чубеевский) и двух прогибов - Бажиганского и Чернорынковского. Все эти тектонические элементы характеризуются значительными глубинами залегания фундамента - от 4500 м в северной части до 6000 м на юге, спорадическим развитием здесь пермо-триасовых отложений, но распространением мощных толщ последних в северной половине территории.

К крупным положительным структурам молодой платформы относится Каневско-Березанская система поднятий, расположенная в западной части региона. Это узкая протяженная грабенообразная структура инверсионной природы (на фундаменте залегают отложения пермо-триаса) с амплитудой в несколько сот метров относительно прилегающих территорий. Субширотное простирание системы на севере (Каневский вал) меняется на субмеридиональное на юге (Березанский вал). Соответственно отмечается погружение фундамента с 2000 до 6500 м.

Севернее Каневско-Березанской системы поднятий расположена Ирклиевская впадина, которая выполнена мощными толщами пермо-триаса. Фундамент в наиболее прогнутых частях впадины залегает на глубинах 3500-4500 м и только в пределах двух осложняющих впадину зон поднятий (Крыловская и Ленинградская) приподнят на глубину до 2600 м.

Более значительной по размерам внутриплатформенной впадиной региона является Восточно-Кубанская. Впадина имеет субмеридиональную ориентировку, выполнена мощными комплексами терригенных осадков нижне-среднеюрс-кого возраста и соленосно-карбонатными породами верхней юры, которые залегают на пермо-триасе или фундаменте. Последний в осевой части впадины залегает на глубинах до 8000 м, в прибортовых зонах - до 4000-5000 м. Наиболее приподнятой и структурно дифференцированной частью впадины является ее восточная центриклиналь, известная как Беломечетский прогиб. Остальная территория впадины структурно слабо дифференцирована (отдельные локальные поднятия, не образующие самостоятельные зоны поднятий). К крупным структурным отложениям впадины относят Спокойненский, осложняющий ее юго-восточный борт и погружающийся в осевую часть впадины.

Крупной внутриплатформенной впадиной является Восточно-Ставропольская, расположенная южнее Ставропольского свода и Прикумской системы поднятий. Наиболее погруженная часть впадины (Чернолесский прогиб) находится в ее юго-восточной части. Здесь фундамент, на котором залегают породы пермо-триаса и юры, погружен на глубины до 6000 м. На остальной территории глубины залегания фундамента, перекрытые в основном нижним мелом, не превышают 4000 м. Впадина структурно слабо дифференцирована. Из наиболее крупных поднятий является Янкульское с амплитудой до 400 м и глубинами залегания фундамента до 1800 м и Журавское, где фундамент погружен на глубину до 3600 м.

Южным ограничением молодой платформы являются две крупные тектонические ступени - Ногайская и Тимашевская. Последняя расположена к югу от Каневско-Березанской системы поднятий и представляет собой пологую моноклиналь с глубиной залегания фундамента от 3000 м (на севере) до 6000-10000 м (на юге). Единственным структурным осложнением ступени является высокоамплитудный Динской вал, фундамент которого погруженг до 6000-7000 м.

Ногайская ступень расположена на востоке региона южнее Прикумской системы поднятий по отложениям осадочного чехла ступень более слабо дифференцирована, чем фундамент. В западной части ступени выделяется крупное Степновское поднятие с глубинами залегания фундамента 4000-5000 м и спорадическим развитием в разрезе перекрывающих фундамент отложений пермо-триаса. Восточнее расположен Березкинский прогиб, выполненный мощным (до 1000 м) вулканогенно-карбонатным комплексом пермо-триаса и характеризующийся глубинами залегания фундамента 5000-6000 м. С востока прогиб ограничен Орта-Тюбинским поднятием, в пределах которого фундамент приподнят до глубин 4300 м. Восточнее фундамент погружается на глубину до 6000 м и более, образуя Тереклинский прогиб. Самым восточным структурным элементом является Крайновская ступень - пологая терраса с глубинами залегания фундамента 6000-7000 м.

Южные районы Северного Кавказа занимают территории двух передовых прогибов - Западно-Кубанского и Терско-Каспийского.

Западно-Кубанский передовой прогиб расположен в юго-западной части региона. Границами прогиба, отделяющими его от платформы на севере и горно-складчатых сооружений Северо-Западного Кавказа на юге служат крупные высокоамплитудные (до 1000 м) разломы. На востоке прогиб ограничен Адыгейским выступом, на западе (в пределах суши) прогиб не имеет ограничения и продолжается в акваторию Азовского моря. Строение прогиба весьма сложное, выделяются многочисленные структурные зоны, валы, моноклинали и т.д. Из крупных структурных элементов прогиба следует отметить следующие. На западе прогиба располагается поперечный по отношению к основному Керченско-Таманский прогиб, наложенный на погребенные мезозойские комплексы Северо-Западного Кавказа и заполненный отложениями Майкопа и неогена. Глубины залегания фундамента до 12000 м. Осевой части передового прогиба соответствует Славянско-Рязанский прогиб с глубиной залегания фундамента более 13000 м. Южным ограничением этого прогиба служит крупная Анастасиевско-Троицкая антиклинальная зона, четко выделяющаяся по третичным комплксам и характеризующаяся относительно приподнятым залеганием фундамента (10000-12000 м).

Южный борт прогиба представляет собой систему сложно построенных антиклинальных зон (так называемая антиклинальная зона южного борта), интенсивно дислоцированных, тектонически раздробленных, с элементами надвигового перекрытия, опрокидывания и т.д. Фундамент изучен слабо, ориентировочно глубины его залегания оцениваются в 8000-12000 м. На восточном погружении антиклинальных зон располагается Хадыженская моноклиналь. Структурная дифференциация зоны отсутствует по всему разрезу мезозой-кайнозоя, фундамент погружен на глубины 4000-8000 м. Приосевую часть прогиба осложняет погребенный Шапсуго-Апшеронский вал с сокращенным разрезом меловых комплексов или отсутствием последних. Фундамент здесь залегает на глубине 6000-8000 м.

Крайнюю юго-восточную часть региона занимает Терско-Каспийский передовой прогиб, который трассируется далее на восток в акваторию Каспийского моря. Этот крупный тектонический элемент с глубинами залегания фундамента от 6000 до 12000 м и выполненный отложениями от юры до антропогена осложнен многочисленными структурными элементами.

В северо-западной части прогиба выделяется Советско-Курская структурная зона с глубиной погружения фундамента до 6500 м. Южнее последней расположен Предтерский прогиб, наиболее глубокий элемент в этой зоне (фундамент на глубинах до 9000 м). Южный борт этого прогиба ступенчато поднимается в сторону Баксанской моноклинали и Аргуданского выступа, осложняющих складчатый борт передового прогиба. Восточнее Аргуданского выступа расположена крупная тектоническая депрессия - Осетинская впадина, к востоку от которой

находится другая крупная депрессия - Чеченская впадина. Обе впадины выполнены почти 10000-метровой толщей мезозой-кайнозоя и разделены узкой зоной приподнятого залегания фундамента (до 8000 м). Крупной структурной зоной в этой части передового прогиба является Черногорская моноклиналь, четко фиксируемая по третичным отложениям. По мезозойским комплексам зона характеризуется разломной тектоникой, осложнена рядом погребенных поднятий, глубины залегания фундамента здесь составляют от 5000 до 8000 м.

К северу от Чеченской и Осетинской впадин в центральной части передового прогиба расположены Сунженская и Терская антиклинальные зоны. Обе зоны по меловым и третичным комплексам представляют собой систему узких, линейно вытянутых антиклиналей блокового строения. Вероятнее всего, аналогичное строение имеют указанные зоны и по фундаменту. Последний в пределах высокоамплитудных (до 2000-3000 м) узких горстовидных поднятий залегает на глубинах 7000-8000 м. Кроме указанных антиклинальных зон, в этой части прогиба северо-восточнее Терской зоны выделяется Притеречная антиклинальная зона. По строению последняя существенно не отличается от вышерассмот-ренных зон, но имеет небольшую протяженность и в целом более глубокое залегание верхнемеловых отложений (до 5000 м). Глубина залегания фундамента не превышает 7000 м. Находящаяся восточнее антиклинальных зон осевая часть передового прогиба известна как Сулакский прогиб, выполненный мощной толщей мезозой-кайнозоя и характеризующийся повышенными глубинами залегания верхнего мела (до 6000 м) и фундамента (более 12000 м).

Последним, наиболее крупным элементом передового прогиба, который осложняет его южный складчатый борт, является Дагестанский клин. Район этого тектонического элемента был интенсивно приподнят в заключительную фазу орогенного развития Кавказа, которые обусловили его сложное горно-складча-тое строение. Северная часть Дагестанского клина, надвинутая на Сулакский прогиб, выделяется как Нараттюбинская складчато-надвиговая зона. По фундаменту это крутой склон с глубинами залегания фундамента 7000-11000 м. Южнее расположена наиболее повышенная часть Дагестанского клина, где фундамент в приподнятых зонах (Талгинское поднятие, Губденский и Миатлинский выступы) залегает на глубинах 3000-5000 м, хотя в отдельных депрессионных зонах он погружается до 10000 м. Крайне южная часть Дагестанского клина осложнена локальными поднятиями, образующими Западную, Восточную и Приморскую антиклинальные зоны, которые разделены узкими глубокими депрессиями (фундамент погружается до 10000 м).

Последним крупнейшим тектоническим элементом Северного Кавказа, отделяющим передовой прогиб я платформу от альпийских сооружений Кавказа, является Северная моноклиналь Центрального Кавказа.

На западе моноклинали располагается Адыгейский выступ (в пределах которого фундамент, перекрытый отложениями юры и мела, спорадически триасом, залегает на глубинах до 3000 м), разделяющий Западно-Кубанский передовой прогиб и Восточно-Кубанскую впадину. Юго-восточнее расположена Лабино-Зеленчукская моноклиналь, образованная юрско-меловыми и палеогеновыми комплексами мощностью в северной погруженной ее части до 2000-3000 м. Именно здесь находится одно из крупных структурных осложнений моноклинали - Черкесско-Фроловская антиклинальная зона. Далее к востоку расположена наиболее приподнятая часть Северной моноклинали - Кисловодская ступень, слабо дифференцированная моноклиналь с глубинами залегания фундамента от +1000 м до -500 м. Севернее ступень переходит в крупный Минераловодский выступ, который ограничивает с запада Терско-Каспийский передовой прогиб. Глубины залегания фундамента в пределах выступа не пре-

вышают 2000 м. Восточным элементом Северной моноклинали Центрального Кавказа является Балкарская моноклиналь, сложенная различными по возрасту комплексами мезозой-кайнозоя и ступенчато погружающаяся (фундамент на глубинах +1500--4000 м) в сторону Терско-Каспийского передового прогиба.

Следует отметить, что в пределах Северного Кавказа фундамент является разнородным в возрастном и литологическом отношении.

Наиболее древние по возрасту породы фундамента развиты в пределах Азовского выступа и прилегающих районов Украинского щита. Здесь фундамент сложен гранитами и гнейсами архея и гранитами, кварцитами, сланцами и филлитами нижнего протерозоя.

В пределах собственно предкавказской части молодой платформы наиболее древними породами фундамента являются рифейско-нижнекембрийские вулканогенные образования, выходящие на поверхность в южных районах Северной моноклинали Центрального Кавказа. В протяженной зоне от Адыгейского выступа (на западе) до Минераловодского выступа (на востоке) широко представлены метаморфизованные кристаллические сланцы, гнейсы, а также вул-каноосадочные породы, представленные порфиритами, диабазами, туфопесча-никами и сланцами. Предположительно, учитывая характер регионального геомагнитного поля, можно сделать вывод, что в Западно-Кубанском и Терско-Каспийском передовом прогибах породы фундамента также имеют рифейско-кембрийский возраст. Во всяком случае, эти породы вскрывались отдельными скважинами на западном борту Терско-Каспийского передового прогиба. На платформе раннекембрийские кристаллические породы фундамента вскрывались скважинами в пределах Восточно-Кубанской впадины. Таким образом, рифейско-кембрийские складчато-метаморфизованные комплексы фундамента расположены в южных районах региона, примыкающих к зоне альпийской складчатости в пределах Северо-Западного и Северо-Восточного Кавказа и палеозойского синклинория Передового хребта в пределах Центрального Кавказа. Северная граница рифейско-кембрийского фундамента совпадает с границей платформенного борта Западно-Кубанского передового прогиба, проходящего через восточное погружение Каневско-Березанского вала, северный борт Восточно-Кубанской впадины, северный склон Минераловодского выступа и платформенный борт Терско-Каспийского передового прогиба.

В пределах севернее расположенной территории Северного Кавказа до границы с кряжем Карпинского фундамент образуют складчатые метаморфизованные комплексы среднего палеозоя. Наиболее древние подразделения среднего палеозоя (силур-ордовик), сложенные преимущественно сланцами, развиты южнее Азовского выступа (не исключено, что фундаментом могут быть отчасти породы верхнего карбона). Юго-восточнее последнего, а также в пределах Ставропольского свода и восточнее расположенных тектонических зон, фундамент сложен в основном нижнекаменноугольными толщами, представленными песча-но-глинистыми осадками, прорванными многочисленными гранитоидными интрузиями, особенно в пределах центральных и восточных районов региона, примыкающих к зоне Манычских прогибов. Следует отметить, что в разрезе нижнего карбона в отдельных частях рассматриваемой территории, присутствуют карбонатные породы. Они известны по периферии Азовского выступа, где их мощность достигает 300 м, а также в пределах Прикумской системы поднятий, где мощности мраморовидных известняков составляют 190 м. При этом, по последним сейсмическим данным, карбонатные толщи в Прикумской системе поднятий образуют крупные (до 11x5 км) и высокоамплитудные (до 1200 м) складки, которые по мнению ряда исследователей могут представлять интерес для поисков месторождений. Изучение нефтегазоносности известняков среднего карбона на одной из подобных складок (Достлукская) не дало положительных результатов - известняки оказались слабоводонасыщены.

Северная часть региона, приуроченная к обширному кряжу Карпинского, характеризуется развитием в фундаменте пород верхнепалеозойского возраста. На крайнем западе кряжа, примыкающем к складчатому Донбассу, фундамент сложен слабометаморфизованными, дислоцированными глинисто-кар-бонатно-угленосными осадками среднего карбона. Далее к востоку фациальный и возрастной состав пород фундамента изменяется. Здесь отсутствуют угленосные породы и почти исчезают карбонаты. Разрез представлен преимущественно песчано-алевролитовыми и глинистыми породами верхнего карбона и, возможно, нижней перми.

В разрезе фундамента Северного Кавказа, независимо от возраста слагающих его пород, достаточно широко представлены интрузивные тела гранитоидного состава. Наиболее развиты интрузии в пределах Северной моноклинали Центрального Кавказа, датируемые верхнекаменноугольным-нижнепермским возрастом. В севернее расположенных районах региона интрузии занимают сравнительно ограниченные площади. Они приурочены к северному борту Восточно-Кубанской впадины, широко представлены в центральной части и на склонах Ставропольского свода, в пределах Прикумской системы поднятий и Восточно-Манычского прогиба. На остальной территории региона интрузивная деятельность проявлялась спорадически и носит ограниченный характер.