Основы проектной деятельности при проведении геологических практик. Раздел методика полевых исследований на территории ЮФО (Республика Адыгея). Учебно

5.2.3.2. Stade Kimméridgien

Les étages Kimméridgien et Tithonien du schéma stratigraphique du Caucase du Nord se répartissent entre les formations Herpegem et Mezmay.

Les sédiments de la formation sont extrêmement pauvres en restes organiques, ce qui ne fait que con irmer le caractère majoritairement lagunaire de la sédimentation. Des restes de foraminifères ont été trouvés dans les argiles de la partie inférieure de la séquence : Dicyclina lusitanica Choff.

Dans la partie supérieure de la strate panachée, des restes de très petits gastéropodes indéterminés sous forme de noyaux de gypse ont été trouvés dans des argiles rouges.

En raison de l’extrême rareté du matériel paléontologique, la formation n’est pas disséquée plus en détail. La limite exacte des étages Kimméridgien et Tithonien, ainsi que le volume biostratigraphique de cette partie de l’étage Tithonien, qui fait partie de la formation, restent discutables.

L’âge de la Formation de Mezmay n’est déterminé que par sa position stratigraphique.

5.3. Système crétacé

Le système crétacé est représenté sur le territoire décrit par des dépôts de la partie inférieure seulement – les étages Berriasien, Hauterivien, Barrémien et Aptien. Une similitude signi icative et la possibilité de leur parallélisation exacte avec les sédiments du même âge en Europe occidentale, où se situent les coupes stratotypiques des étages (sud de la France), ont été trouvées. Ceci s’explique par la connexion des bassins du Caucase du Crétacé inférieur avec les mers d’Europe occidentale, l’échange et la migration des ammonites (la principale faune du Mésozoïque), qui existaient au Crétacé.

5.3.1. Partie inférieure

5.3.1.1 Stade Berriasien

A l’est de la rivière. Il n’y a pas de dépôts berriasiens blancs. Ils apparaissent sur la rive gauche du leuve. Blanc dans le secteur du village. Kamennomostsky et d’ici peuvent être tracés vers l’ouest jusqu’à la rivière. Khokodz.

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Les calcaires abritent une faune abondante et diversi iée, constituée d’ammonites, de nautilides, de gastéropodes, de pélécypodes, de brachiopodes, d’oursins, de coraux et d’éponges.

Ammonites Berriasella (Riasanites) rjasanensis Mik., Berriasella pontica Ret., Blan-fordiceras caucasicum Grig., Renngarteniceras renngarteni Grig., Euthymiceras trans igurabilis Bogiceras mal. Les espèces répertoriées sont réparties dans la zone Euthymiceras enthymi – Dalmasiceras dalmasi (la troisième zone berriasienne). Il est possible que les sommets des calcaires correspondent à la zone la plus élevée (quatrième) – Fauriella boissieri. L’absence d’ammonites des deux zones berriasiennes inférieures dans la section décrite indique probablement l’absence de dépôts de ces zones ici non plus.

Nautilus malbosi Pict., N. Pseudoelegans Orb., Itieria rugifera Litt., Aucella volgensis Lah., Alectryonia rectangleis Roem., Pholadomya gigontea Sow., Pleurotomaria blancheti Pict. vencel , Nerinea etalloni Pict.et Campogd., N.upensis N.nikchitchi Pcel., N.gerasimovi z Pcel., Metacerithium sp., Exogyra tuberculifera Koch et Dunker, Lima sp. Et d’autres formes. De plus, la partie supérieure du calcaire est beaucoup plus pauvre en faune. Le gastéropode Itieria rugifera Zitt se trouve ici presque exclusivement.

5.3.1.2. Niveau hautrivien

Les gisements de l’étage Valanginien dans l’inter luve KoubanKhokodz et, en particulier, sur le territoire décrit sont absents.

Ainsi, la limite inférieure de l’étage hauterivien est assez claire et peut être facilement établie par un changement lithologique brutal des roches. Quant à la limite supérieure de l’Hauterivien, elle est moins prononcée, et l’absence de découverte de la faune dominante (ammonites) ne permet pas d’établir le volume exact de l’Etage Hauterivien, ainsi que de tracer avec con iance sa limite avec la stade barrémien.

La majeure partie de la section Hauterivsky (épaisseur totale 156-160 m) de la vallée de la rivière. Belaya est composé d’une strate interstrati iée de grès lâches à grains ins gris brunâtre et d’argiles limoneuses grises. Nombreux petits pélécypodes et brachiopodes Exogyra tuberculifera Kochet Dunk., Belbekella coralline neocomiensis Jac. Et Fall., Sellithyriacarteroniana Orb., Terebratula salevensis Lor., Terebratula sella Sow., Rhynchonella multiformis Roem., Lyra neocomiensis Orb., Ostrea cornuelis Coq., Carolium lobetsoni Forb.,

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Lopha rectangleis Roem. On y trouve aussi des petits gastéropodes (Turbo Adonis Orb.), des Bryozoaires, des aiguilles d’oursins et des éponges.

Toutes ces formes sont communes dans l’Hauterivien inférieur. Cependant, V.V. Belousov et B.M. Troshikhin pour une trouvaille dans la section le long de la rivière. Ammonite blanche Pseudothurmannia angulicostata Orb. suggère la présence de formations de l’Hauterivien supérieur ici. [7.14]

5.3.1.3. stade barrémien

Des af leurements de dépôts de l’étage Barrémien, ainsi que de l’Hauterivien, sont bien tracés dans les af leurements le long de la rivière. Blanc au sud de st. Abadzekh.

Les argiles et les grès contiennent des coquilles de pélécypodes, de brachyopodes et de gastéropodes, parmi lesquels Linotrigonia ex. gr. orné Orb., Jotrigonia abichi renngarteni Mordv., Nerinea renauxiana Orb., Belbekella multiformis Roem., Cyprina ex gr. Sedgwicki Walk., Panopaea gurgitis Brongn., Terebratula moutoni Orb., Pleurotomaria sub-anstedi Poel., Pleurotomaria favrina Lot., Natica gasullae Coq.

L’assemblage général de la faune indiquée est distribué principalement dans le Barrémien et, par conséquent, permet d’attribuer la partie décrite de la section, d’environ 30 m d’épaisseur, vraisemblablement au Barrémien inférieur.

5.3.1.4. Stade Aptien

Le contact des gisements de l’Aptien et du Barrémien peut être facilement retracé par un changement brutal de la composition lithologique des roches et un changement des complexes faunistiques. Clairement transgressif sur les roches du Barrémien le conglomérat basal se produit. Dans le conglomérat, les brachiopodes redéposés Nucleata hippopus Roem., Lacunosella mouton Orb., Lacunosella eichwaldi Kai., Monticlarella lineolata Phill., Psilothyris tamarandus Sow., Belothyris plana Et Fall., Terebratula sella Sow., Rhynchonella cf.gibbsiana Park., Distribué principalement au Barrémien. Ammonites Deshayesites dechyi Papp., Cheloniceras seminodosum Sing., Pseudohaloceras sp., Connu de l’Aptien inférieur, et Colombiceras caucasicum Lupp. – une espèce présente dans la zone inférieure de l’Aptien moyen.

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Au-dessus des conglomérats, il y a des siltites à quartz-glauconite grises et vertes, passant dans la section des grès glauconitisés lâches de grain in à gros grain.

Les grès contiennent de nombreux gros nodules sphériques et ellipsoïdaux de siltite calcaire. Les nodules contiennent des ammonites dont le diamètre atteint parfois 0,8–0,9 m. [7, 14] Parmi eux, divers chercheurs ont identi ié: Tetragonites heterosulcatus Anth., Tetragonites duvalianus Orb., Tetragonites dapressus Rasp., Salfeldiella guettardi Rasp., Ptychoceras pusoslanum Orb., Zamiticeras pilsbryi rah. subcampichei Sinz., Acanthoplites laticostatus Sinz., Acanthoplites crassicostatus Orb., Colombiceras tobleri Jac. Les espèces répertoriées sont caractéristiques principalement de la zone supérieure de l’Aptien moyen (zone de Parahoplites melchioris), dont les gisements se trouvent dans le bassin du leuve. Les blancs semblent prédominants.

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6. Magmatisme intrusif

Le bassin de la rivière Belaya se caractérise par une large distribution de roches intrusives, d’âge et de composition différents.

Les plus anciennes d’entre elles sont les roches ultrabasiques, représentées par des pyroxénites et des serpentins formés du fait de leur altération. On les trouve sous forme de petits corps le long de la rivière Belaya (entre Dakhovskaya et Khamyshki), dans le cours supérieur des rivières Tkhach et Acheshbok, ainsi que dans l’inter luve d’Urushten et de Malaya Laba.

Partout, ces roches se trouvent parmi les schistes cristallins et les gneiss, et seulement dans le bassin de la rivière Zelenchuk – parmi les strates métamorphiques du Dévonien moyen. A en juger par le fait que le long de la rivière Belaya, entre Dakhovskaya et Khamyshki, ils sont traversés par des granites du Paléozoïque supérieur, on peut supposer leur âge Paléozoïque moyen. Ceci est également con irmé par la présence de cailloux de roches ultrabasiques similaires dans les conglomérats du Dévonien supérieur des bassins luviaux de Teberda et Marukha. Les intrusions de composition granitoïde sont plus répandues. Parmi eux, on distingue deux types principaux : les granitoïdes de la dorsale principale et les granitoïdes du Nord.

Les granitoïdes du premier type s’étendent le long de la frontière nord-est de la zone de la crête principale sous la forme d’une large bande traversant les cours supérieurs des rivières Urushten et Malaya Laba, formant un massif intrusif complexe. Ce massif est composé de diorites, de diorites quartzifères et de plagiogranites. Leur introduction dans les gisements du Paléozoïque moyen et la présence de galets dans les couches basales du Carbonifère moyen permettent d’associer ces roches à la phase sudète de plissement du cycle hercynien (M. Mikheev ; 1960). Ceci est con irmé par les données sur l’âge absolu des plagiogranites (de 300 à 380 Ma – D. Afanasyev, 1960; A. M Demin, 1960).

Les diorites et plagiogranites sont recoupés par des granites à deux mica du complexe hercynien supérieur. Leur âge absolu, selon G. D. Afanasyev (1958) et A.M.Demina (1960), s’étend de 220 à

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270 millions d’années, et les alaskoïdes, principalement des granites microclines sous forme de petits corps lamellaires, souches et ilons, sont présents à la fois dans les roches hôtes et dans deux-granites. mica – il y a 180-200 millions d’années.

Le massif Dzhugo-Chelepsinsky a la même structure complexe. La charpente du massif cristallin de Dzhugo-Chelepsinsky a été formée par l’intrusion de granodiorites à biotite. Ils sont associés à des diorites mélanocrates marginales et à des granites à deux micas. Ce massif, comme la plupart des intrusions granitoïdes de ce type, est situé au milieu des schistes cristallins et des gneiss et est recouvert de sédiments du Permien inférieur. La similitude dans la composition des granitoïdes des arêtes Chelepsinsky et Glavnoy permet de les attribuer au même âge – le Paléozoïque moyen. Cependant, une partie des granitoïdes du complexe Dzhugo-Chelepsin, selon V.M. Ayanov (1965), est d’âge permien. Cette af irmation est basée sur le contact actif d’une petite intrusion de granodiorites avec des gisements du Carbonifère supérieur et la présence de leurs dérivés hydrothermaux ( ilons de quartz-biotite) dans les grès rouges du Permien inférieur, qui ne sont pas du tout observés. dans la moitié supérieure de ce dernier est gris.

Les intrusions du Permien sont représentées par de petits stocks, des corps irréguliers, des dykes et des ilons dans le massif de Dzhugo-Chelepsinsky. En termes de composition, il s’agit de diorites, de diorites quartzifères, de granodiorites à amphibole-biotite, de granites leucocrates et de granites à aplite.

Les granitoïdes du second type sont tracés en petits blocs dans la région de la crête de premier plan. Le plus grand d’entre eux, Dakhovsky, est situé dans la vallée de la rivière. Blanche, à 7 km au sud du village du même nom. La majeure partie du massif est composée de granodiorites constituées de feldspath rose (microcline), de plagioclase léger, de quartz, d’amphibole chloritisée et de biotite, moins souvent de muscovite. Dans la partie nord du massif, les granodiorites arrachent des schistes cristallins (amphibolites et gneiss grenat), ainsi que les serpentines décrites ci-dessus sont recouvertes de manière transgressive par des roches toarciennes, et à certains endroits (la rivière Syuk et les gorges de Grushevaya) par des calcaires norvégiens mouchetés . ... Dans la partie principale, les granodiorites sont à grain homogène, de couleur rose. À mesure qu’ils

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approchent du contact avec les schistes amphibolites, ils acquièrent une structure de type gneiss et une couleur grise.

Les granodiorites sont recoupées par des granites leucocrates roses de granulométrie variable, résultant en un réseau dense de veines d’alaskite allant de plusieurs centimètres à 1 à 3 m d’épaisseur. Les granites sont le plus largement développés le long des ruisseaux Syuk et Sibirka.

Selon V.G. Richter et al (1958), l’introduction de granites leucocrates et de leurs ilons (alaskites) au cours du temps avec des mouvements tectoniques a conduit à la formation d’un système de nombreuses issures dans le massif des granodiorites consolidées

àcette époque. Ceci est con irmé par la forte mylonitisation des granites à alaskite et leur importante fracturation.

Les roches du massif cristallin de Dakhovsky sont recoupées par des ilons hydrothermaux. Parmi eux se trouvent la calcite-sidérite, qui se trouve principalement dans les granodiorites, les carbonatesbarytine avec de rares sulfures, principalement au contact des granites à alaskite avec les granodiorites et les schistes cristallins, le quartz et la quartz-muscovite.

Les deuxième (petit) et troisième (insigni iant) massifs, situés respectivement dans le cours supérieur de la rivière Sakhrai et à l’embouchure de l’Uchastya du ruisseau Rufabgo, sont également composés de gradorites dont la composition et la structure ne sont pas différentes des les roches du massif de Dakhovsky.

L’âge absolu de l’alaskite, qui se présente sous forme de veines dans les granodiorites du massif cristallin de Dakhovsky, est de 180-1 * 90 millions d’années. (P.D. Afanasyev, 1960), qui correspond

àla in du Trias moyen. Cependant, les granodiorites elles-mêmes sont datées du Paléozoïque supérieur, comme en témoigne la superposition transgressive des roches du Trias inférieur sur elles dans les sections le long des rivières Sakhrai et Rufabgo.

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7.Historique du développement géologique de la zone de recherche

Les métamorphoses importantes des roches anciennes et le manque de clarté sur leur âge rendent dif icile la restitution de l’histoire géologique de la période d’accumulation des formations d’origine. On peut seulement dire que durant cette longue période, couvrant apparemment le Protérozoïque supérieur et le Paléozoïque inférieur, un régime géosynclinal existait dans le Caucase du NordOuest, plus précisément, un régime eugéosynclinal. La zone décrite, couverte par la partie peu profonde du bassin marin, a connu un affaissement intense, compensé par des dépôts détritiques à gros grains et des produits d’éruptions volcaniques sous-marines, qui interrompent périodiquement le cours normal de la sédimentation. Et ce n’est qu’au milieu du Paléozoïque inférieur que les conditions de pleine mer se sont établies ici pendant assez longtemps, laissant derrière elles une épaisse couche de dépôts carbonatés (calcaires de Djentu). À la suite des mouvements calédoniens, paléozoïques inférieurs et sous-jacents, leurs roches les plus anciennes ont été recueillies dans un système complexe de plis. Les processus de plissement 4 se sont accompagnés du soulèvement de la zone et de l’intrusion de magma granitique (plagiogranites du complexe magmatique d’Urushten).

Au Paléozoïque moyen, le régime marin s’est à nouveau établi, interrompu à plusieurs reprises par des manifestations de diastrophisme, accompagnées d’intrusions de roches ultrabasiques.

Les premiers mouvements du Hurd n’ont apparemment pas introduit de complications signi icatives dans la structure créée de la région, qui a conservé l’apparence d’un grand anticlinorium jusqu’au Carbonifère inférieur. Sa partie voûtée était située dans la zone de la crête principale, où les roches non seulement du Dévonien, mais aussi du Paléozoïque inférieur ont été érodées.

La in du Paléozoïque moyen est marquée par de nouveaux grands mouvements hercyniens moyens. Ils ont provoqué un changement brutal du régime de la région, une restructuration

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importante de sa structure et une intense activité intrusive (diorites, diorites quartzifères de la zone de Glavny Ridge et granodiorites à biotite, ainsi que des diorites et granites mélanocrates marginaux avec deux partenaires mica zone intermédiaire).

Carbonifère moyen supérieur et au Permien inférieur.

En conséquence, les dépôts du Carbonifère inférieur ont été complètement érodés ici et les roches du Paléozoïque inférieur ont été détruites dans l’arc de l’anticlinal de Sakhrai en développement.

Le processus inverse a commencé au Carbonifère moyen et la zone de la crête proéminente s’est transformée en une zone d’accumulation de sédiments, qui se sont nourris des produits de destruction de la zone principale de la crête. L’accumulation des dépôts du Carbonifère moyen a eu lieu principalement dans un cadre continental, dans des conditions de luctuations continues de la croûte terrestre, se produisant dans le contexte d’un affaissement général de ce territoire. Le processus de sédimentation s’est accompagné de manifestations répétées d’activité volcanique, qui s’est progressivement atténuée vers la in du Carbonifère moyen.

À la in de la période carbonifère, apparemment, la séparation de la zone intermédiaire a eu lieu, bien que par la nature des mouvements, elle ait été encore plus proche de la zone de la crête antérieure.

Dans la période post-carbonifère, les anticlinaux DzhugoPshekish et Shishinsky se sont formés dans la zone intermédiaire. Dans le même temps, la formation du soulèvement transversal de Pshekish a commencé, où les roches du Carbonifère moyen et supérieur ont été érodées à l’époque pré-Permien.

Les mouvements intensifs de l’Hercynien moyen, qui ont été la dernière étape du développement du géosynclinal paléozoïque du

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Caucase du Nord, à la in du Carbonifère se sont terminés par un soulèvement général des manifestations intermédiaires et intrusives des granodiorites du complexe de Jugo. et leurs dérivés.

Dans la zone de la crête principale, les mouvements ascendants ont été encore plus intenses. V.E. Khain, S.L. Afanasyev et al (1962) suggèrent que tout le territoire au nord de la principale faille chevauchante au début du Carbonifère moyen s’est transformé en terre sèche et, au début du Permien, en un pays montagneux avec un système de dépressions montagneuses. À en juger par la distribution des dépôts du Permien inférieur, les dépressions se sont développées principalement dans la zone intermédiaire, et la région principale de la crête était une crête montagneuse qui a livré d’énormes masses de matériaux clastiques aux dépressions. L’accumulation de ce matériau s’est produite principalement dans des conditions continentales, qui n’ont cédé qu’occasionnellement la place à des conditions d’eau peu profonde.

Dans la seconde moitié du Permien inférieur, le cours normal de la sédimentation a été interrompu par de grands mouvements de plis, bien que clairement locaux. Le début de la formation de l’anticlinal longitudinal de Bambak remonte à la même époque.

Au Permien supérieur, le régime continental qui prévalait ici pendant la majeure partie du Paléozoïque supérieur a été remplacé par le régime marin normal, laissant derrière lui de puissantes accumulations de dépôts carbonatés avec une riche faune marine. À ce jour, ils n’ont survécu que dans de petites zones (Mont Gefo, Raskol-rock, près de Khamyshek).

Le début du Mésozoïque a été marqué par l’expansion de la transgression. Des couches épaisses du Trias, déposées à la même époque, ont été conservées principalement dans la zone de la chaîne de Peredny, qui a connu un courant tous azimuts. Plongée intensive au Trias. La sédimentation était particulièrement stable dans la région des montagnes Thach et Acheshbok, où il y avait un processus continu de sédimentation. Des mouvements oscillatoires intenses à l’ouest de cette zone ont conduit à un ralentissement important de la sédimentation et une diminution de l’épaisseur des sédiments accumulés, et au milieu du Trias, à un arrêt complet de la sédimentation. Dans la région du village de Kamennomostskiy, le hiatus continental a duré presque toute la première moitié de la

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