Р е г и о н а л ь н о – м е т а м о р ф и ч е с к и е п о р о д ы

К данному классу отнесены образования, претерпевшие региональный метаморфизм силлиманит-андалузитового типа (амфиболитовая и эпидот-амфиболитовая фации), в результате которого были значительно утрачены признаки первичного состава и строения субстрата. Это послужило поводом выделения самостоятельных метаморфических комплексов, имеющих на площади незначительное распространение. Представлены кассарским, лабарданским, вазахохским, буронским комплексами, а так же донгузорунским, ктитебердинским и дуппухским. Последние пять входят в макерскую метаморфическую серию.

Два первых по набору пород сопоставляются с образованиями буульгенской серии, имеющей развитие за пределами площади работ, где она по зоне надвигового типа залегает в основании видимого разреза фемо-сиалической толщи макерской серии и гондарайского комплекса. Это послужило поводом допустить распространение кассарского и лабарданского комплексов в основании видимого разреза Макерской тектонической зоны. Их возраст также сопоставляется с возрастом буульгенской серии, имеющей данные по Pb-Pb методу 600 млн. лет и по Rb-Sr – 606 млн. лет.

Остальные комплексы образуют супраструктуру и их возраст определяется совместно по многочисленным данным из различных образований, участвующих в ее строении как на площади работ, так и за ее пределами. Имеющиеся к настоящему времени многочисленные геохронологические датировки пород супраструктуры позволяют с определенной достоверностью интерпритировать их возраст. Так по данным U-Pb метода, окатанные цирконы из кристаллосланцев вазахохского комплекса по реке Урух имеют возраст 1300 млн. лет [64]. В западных районах из кристаллосланцев макерской метаморфической серии имеются данные (Pb/Pb) в 650 млн. лет [58]. По гнейсам дуппухского комплекса Rb-Sr методом получены значения 550-580 млн. лет [66], а U-Pb методом – 400±10 млн. лет [58]. Данные возраста по амфиболитам этого же комплекса U-Pb методом соответствуют 553±31 млн. лет. Остаточные K-Ar датировки макерской метаморфической серии соответствуют интервалу 633-1320 млн. лет [169].

Сопоставляя данные по радиологическому возрасту различных разрезов серии можно предположить, что накопление осадочных толщ происходило в позднем докембрии, а первая фаза регионального метаморфизма совпала с байкальским циклом тектогенеза и завершилась в нижнем палеозое. Последовавшие затем процессы привели к омоложению макерской серии, что подтверждается многочисленными значениями абсолютного возраста, полученные K-Ar методом (383, 379, 368 млн. лет) [58], (304 млн. лет) [204], (315 млн. лет) [220] и отвечающие средне-позднему палеозою.

К а с с а р с к и й а м ф и б о л и т о – с л а н ц е в ы й к о м п л е к с (asPR₂ ks). Распространен в юго-восточной части Адайхохского выступа, где образует широтную полосу, ограниченную с севера и с юга зонами разлома, а с запада и, частично, с севера прорывается цейской интрузией. По р. Ардон в основании разреза залегает однородная пачка (до 200 м) тонкокристаллических кварц-биотитовых сланцев. Средняя часть комплекса представлена толщей (300 м) неравномерного чередования плагиоклаз-биотитовых, кварц-биотитовых сланцев (12-30 м) и тонкополосчатых амфиболитов (2-18 м). Амфиболиты составляют 60% объема данной части разреза. Верхи сложены кварц-биотитовыми сланцами с прослоями кварцевых и кварц-плагиоклазовых сланцев и линзами мраморов. Общая мощность комплекса – 800 м. Из-за повторения разрезов по разломам и за счет складчатости она может увеличиваться в два раза. Под микроскопом сланцы имеют тонкозернистые, гранобластовые структуры, состоят из биотита, кварца, плагиоклаза. Отдельные разности обнаруживают структуры милонитов и бластомилонитов. Возраст принят условно по сопоставлению с буульгенской серии.

Л а б а р д а н с к и й э к л о г и т - а м ф и б о л и т о – с л а н ц е в ы й к о м п л е к с (easPR₂ lb). Обнажается в правом борту р. Чегем у северной границы листа. С юга по пологому надвигу перекрывается образованиями ктитебердинского комплекса. На севере по крутому разлому граничит с нижнепермской молассой гималдыкской свиты. На западе имеет трансгрессивный контакт с отложениями безенгийской свиты нижней юры. В основании нижней части разреза залегает пачка (190 м) чередования гранатовых амфиболитов (3-25 м) с пакетами гранат-мусковитовых, биотитовых, гранат-амфиболовых кристаллосланцев и с отдельными телами (1,5-15 м) эклогитов. Затем следует существенно кристаллосланцевая пачка (70-80 м) с редкими пластами (3-4 м) гнейсов и гранатовых амфиболитов. Выше (мощностью 310-330 м) залегают амфиболиты и кристаллосланцы с пакетом (18 м) эклогитов. Верхняя часть разреза представлена толщей (450-500 м) кристаллосланцев мусковитовых, гранат-мусковитовых с редкими прослоями (1,5-2 м) эклогитов, кварцитов, амфиболитов. Суммарная мощность разреза (1020-1100 м).

Гранатовые амфиболиты с порфиробластической микроструктурой и очковой текстурой. В составе гранат, роговая обманка (как в кристаллах, так и в роли цемента для зерен кварца), дистен. Сланцы и гнейсы с лепидогранобластовой микроструктурой и сланцеватой текстурой. В составе плагиоклаз (олигоклаз), роговая обманка (в роговообманковых биотитовых разностях), слюды, гранат в порфиробластовых выделениях. Эклогиты встречаются в виде пластовых и линзовидных тел в ассоциации с гранатовыми амфиболитами, амфиболовыми сланцами, гнейсами, биотитовыми кристаллосланцами, без признаков тектонического перемещения. Это позволяет относить их к эклогитам группы В [12], которые образовались при высоких давлениях, сравнительно низких температурах и наличии изначально бедных водой пород. При изучении Кавказских эклогитов были получены значения температуры метаморфизма 580-650⁰ и давления 8.5-13.5 кбр [17]. Макроструктура пород порфиробластическая, текстура очковая, сланцеватая. Типичные разности представлены клиноцоизит-гранат-омфацит-амфиболовыми эклогитами с небольшим количеством фенгита и парагонита. Породы сильно амфиболизированы с крупными зернами клиноцоизита. Наиболее вероятным механизмом образования эклогитов является прогрессивный метаморфизм Ca-Al-Mg-Fe пород в ходе их глубокого погружения.

М а к е р с к а я м е т а м о р ф и ч е с к а я с е р и я

Д о н г у з о р у н с к и й c л а н ц е в о – г н е й с о в ы й к о м п л е к с (sgPR₂ dn). Выходы его известны в правом борту р. Черек Балкарский ниже сел. В. Балкария и в правом борту р. Думала. Подошва комплекса не обнажена. В основном он слагает кровлю палеозойских гранитов или обнажается в тектонических блоках. С вышележащими образованиями ктитебердинского комплекса имеет постепенные переходы. Наиболее полный разрез описан в правом борту р. Черек Балкарский, где в нижней его части залегает пачка (75 м) гнейсов мусковит-биотитовых, тонкополосчатых. Выше следует неравномерное чередование (17-20м) гнейсов мусковитовых, двуслюдяных и биотитовых, мощностью 185 м. Завершают разрез гнейсы (289) биотитовые и двуслюдяные, с пачкой (54 м) лейкократовых, малослюдистых, кварцитовидных разностей. Общая мощность - 550 м. По р. Думала она равна 500 м. По минеральному составу среди гнейсов выделяются гранат-мусковит-биотит-кварц-полево-шпатовые, апатит-гранат-биотит-кварц-полевошпатовые и мусковит-полевошпат-кварцевые разности. Характерезуются большим содержанием плагиоклаза (олиоклаза) – до 60-65%; меньшим содержанием кварца (до 30-35%) и темноцветных (до 5-15%). Структура гранобластовая, тонкозернистая, очковые разности имеют порфиробластовую. Минеральные ассоциации характеризуют степень метаморфического преобразования пород донгузорунского комплекса как эпидот-амфиболитовую фацию регионального метаморфизма. Фигуративные точки на диаграмме Неелова попадают в поле развития полимиктов.

К т и т е б е р д и н с к и й с л а н ц е в ы й к о м п л е к с (sPR₂ kt). Основные площади развития находятся в правом борту р.Чегем, к югу от пос. В. Чегем в правом борту р.Черек Хуламский, р-он г.Чегетджара и к северу от нее. Более мелкие выходы известны в Куспартинском горст-антиклинории, в центральной части Шхарского и на западном окончании Адайхохского выступов, в левом борту р. Цеядон. Контакты с перекрывающими породами дуппухского комплекса часто тектонические, надвигового типа. В правом борту р. Чегем в кровле уллукамских гранитов залегают сланцы андалузит-мусковит-биотитовые с гранатом в нижней части (214 м). Выше следует мощная толща (696 м) мусковит-биотитовых и биотитовых кристаллосланцев. Суммарная мощность 910 м. В бассейне р. Думала мощность отложений составляет 338 м. В разрезе отмечаются горизонты гнейсов. По р. Кору в нижней части комплекса залегают пачки силлиманит-мусковит-биотитовых кристаллосланцев. Во всех разрезах присутствуют частые сегрегации метаморфогенного кварца. Наиболее типоморфными и широко распространенными породами являются высокоглиноземистые кристаллосланцы. Последние имеют лепидогранобластовую, участками теневую бластопсаммитовую и порфиробластовую микроструктуру, сланцеватую текстуру. В составе: плагиоклаз (альбит и альбит-олигоклаз), кварц (25%), слюда (мусквит, биотит) (30%).

Д у п п у х с к и й а м ф и б о л и т о - г н е й с о в ы й к о м п л е к с (agPR₂ dn). Имеет ограниченное распространение и обнажается на водоразделе рек Гара-Аузусу и Черека Безенгийского, небольшие выходы в обеих бортах р. Думала. В районе г.Чегетджара нижняя часть комплекса представлена пачкой (149 м) гнейсов биотитовых и мусковит-биотитовых, переходящих кверху в гнейсо-сланцы. Выше следует равномерное чередование (294 м) кристаллосланцев (биотитовых, андалузит-мусковит-биотитовых), гнейсов (биотитовых, реже амфиболовых) с прослоями амфиболитов (3-5 м). Вверху этой части разреза пачка биотитовых сланцев (105 м). Продолжают разрез гнейсы биотитовые, реже амфиболовые и гнейсо-сланцы (391 м), с пачкой (85 м) кристаллосланцев в кровле. Общая мощность – 1024 м. В левом борту р. Думала мощность сокращается до 260 м, при этом в разрезе появляются пачки амфиболовых кристаллосланцев (20-30 м) и амфиболитов (75 м). В процентном отношении породы комплекса представлены в следующем количестве: амфиболиты, амфиболовые кристаллосланцы и гнейсы 9,2-52,7%; гнейсы - 10-44,9%; сланцы - 33-26%; гнейсо-сланцы - 4,2-20%. Гнейсы имеют гранобластовую, лепидогранобластовую, реже порфиробластовую микроструктуры, гнейсоватую текстуру. С содержанием плагиоклаза 24-42,5%, кварца – 29-44%, слюд – 20-25%. Спародически встречаются микроклин, в виде примеси гранат, эпидот и др. Амфиболиты и амфиболовые сланцы являются наиболее характерными типоморфными породами дуппухского комплекса. Характеризуются гранолепидонематобластовой микроструктурой и сланцевой текстурой. Содержание амфибола – 26-44%, плагиоклаза - 17-39%, кварца - 14%, биотита – 10%, эпидота – 13-15%. На диаграмме Неелова для пород пелитопсаммитовой группы образования данного комплекса попадают в поле развития полимиктовых песчаников и слабо деференцированных осадков.

Б у р о н с к и й г н е й с о - с л а н ц е в ы й к о м п л е к с (gsPR₂ br). Имеет ограниченное распространение, небольшие его выходы отмечены в обеих бортах р. Цеядон, в нижнем течении. На юге он прорывается гранитами белореченского комплекса, а с севера ограничен зоной разлома. Нижняя часть разреза (200 м) комплекса представлена чередованием пачек (5-25 м) диафторированных кристаллосланцев мусковит-кварц-плагиоклазовых, кварц-мусковит-хлоритовых с горизонтами амфибол-плагиоклазовых сланцев и амфиболитов. Выше следуют гнейсы кварц-полевошпатовые, мусковитовые, с прослоями слюдистых сланцев, мощностью 150-200 м. Верхи также сложены тонкокристаллическими диафторированными кристаллосланцами плагиоклаз-мусковит-кварцевыми и кварц-хлорит-мусковитовыми. Общая мощность комплекса - 700 м. Породы имеют между собой постепенные переходы. Все минералы, участвующие в строении тех или иных разностей, являются диафторическими. Наблюдаемые структуры в большинстве случаев катакластические. В слюдистых сланцах отмечается наличие графита. Амфибол-плагиоклазовые сланцы нижней части разреза образуют как тела пластообразные с постепенными переходами границ, так и дайкообразные. Гнейсы состоят из гетеробластовых зерен кварца, олигоклаза, микроклина. Позднепротерозойский возраст протолита и раннепалеозойский метаморфизм принимается условно на основании сопоставления ее с макерской метасерией.

В а з а х о х с к и й г н е й с о – с л а н ц е в ы й к о м п л е к с (gsPR₂ vs)имеет ограниченной распространение. Обнажается в пределах Вазахох-Фаснальского тектонического блока в водораздельной части рек Билягидон на юге и Лахумедон – Сехоладон на севере. Незначительные выходы отмечены по правому борту р.Урух к северу от сел.Мацута. Породы вазахохского комплекса прорываются гранитоидами фаснальского и многочисленными дайками уллукамского комплексов и на отдельных участках в приконтактовых частях слабо мигматизированы. С породами туялинского комплекса контакты тектонические. Со стратиграфическим несогласием она перекрыта терригенными породами мизурской свиты (Дигоро-Осетинская СФЗ).

Наиболее полный разрез комплекса обнажен на южных склонах г.Ваза-хох, где ниже конгломератов мизурской свиты наблюдаются разнообразные по составу кристаллосланцы, светло-серые, полосчатые с горизонтами тонкозернистых биотитовых гнейсо-сланцев и линзовидными прослоями (до 1,8 м) амфиболитов. Среди кристаллосланцев преобладают биотитовые, мусковит-биотитовые, биотит-мусковитовые, биотит-хлоритовые разности, реже встречаются хлорит-биотит-серицитовые и хлорит-серицитовые сланцы. В нижней части разреза комплекса преобладают гнейсы тонкозернистые биотитовые и двуслюдяные, местами кварцитовидные, с пачками биотитовых кристаллосланцев и гнейсо-сланцев. Подошва комплекса не обнажена, на юге она срезается зоной Гибидонского разлома. Видимая мощность разреза вазахохского комплекса до 660 м.

Строение комплекса довольно выдержано на всей небольшой его площади распространения, в его составе преобладают кристаллосланцы, меньшее развитие имеют гнейсы и переходные разности (гнейсо-сланцы), изредка встречаются амфиболиты. Кристаллосланцы преимущественно двуслюдяные, от мелко до тонкозернистых, со сланцеватой и полосчатой текстурой и лепидогранобластовой, лепидобластической, гранобластической структурой. Гнейсы светло-серого и серого цвета, мелко- среднекристаллические, с хорошо выраженной сланцеватостью. В составе присутствуют кварц (20-40%), плагиоклаз (25-45%), биотит (5-8%), мусковит (до 15%), редко отмечается роговая обманка, из акцессорных минералов в незначительных количествах отмечаются апатит, сфен, магнетит. Минеральные ассоциации характеризуют степень метаморфического преобразования пород вазахохского комплекса как эпидот-амфиболитовую фацию регионального метаморфизма. Стратиграфически породы вазахохского комплекса сопоставляются с породами макерской серии (ктитебердинский и донгузорунский комплексы). По данным U-Pb метода окатанные цирконы из кристаллосланцев правого борта реки Урух имеют возраст 1300 млн. лет [64] и возраст протолита можно оценивать как верхнепротерозойский. По аналогии с породами макерской серии возраст метаморфизма, видимо, следует считать как нижнепалеозойский.

 

 

Р а н н и й п а л е о з о й

Ч а н ч а х с к и й с л а н ц е в ы й к о м п л е к с (sPZ₁с n). Имеет ограниченное распространение, обнажается в виде узкой тектонической полосы вдоль южного контакта Адайхохского выступа в истоках р. Зарамаг. Отложения комплекса представляют собой толщу полосчатых микросланцев биотитовых и кварц-биотитовых с пластообразными телами (60 м) милонитизированных гранитов и пачками пестроцветно-полосчатых кварцитовидных милонитов. С частыми телами, залегающих согласно с общей сланцеватостью, амфиболитизированных диабазов. Мощность 600 м. Микросланцы слагают основной объем разреза, представлены кварцитовидными породами коричневого цвета, основная ткань которых состоит из тонкокристаллического биотита. Отдельные разности имеют структуры милонитов и бластомилонитов. Нижнепалеозойский возраст принимается условно.

Интрузивный магматизм

Интрузивные образования на описываемой площади охватывают возрастной диапазон от палеозоя до эоплейстоцена. Они объеденены в плутонические и вулканические комплексы, отражающие динамику и последовательность геологического развития территории.

Палеозойские интрузии

Интрузии палеозойского возраста имеют наибольшое площадное распространение и развиты в пределах горст-антиклинория Главного хребта. Наиболее древними образованиями являются раннепалеозойские интрузии габбро, габбро-диоритов туялинского комплекса. Гранитоиды в соответствии с предполагаемой геодинамической и тектонической обстановками становления разделяются на раннеорогенные среднепалеозойские (белореченский комплекс) и позднеорогенные позднепалеозойские (уллукамский и фаснальский комплексы).

Р а н н и й п а л е о з о й

Т у я л и н с к и й к о м п л е к с п е р и д о т и т – г а б б р о в ы й п л у т о н и ч е с - к и й (unPZ₁ tl). Распространен в пределах Балкаро-Дигорского выступа. Основные массивы комплекса отмечаются в районе г. Вазахох, в левом борту р.р. Псыгансу и Черек Балкарский, в верховьях рек Укюсу и Думала. В формировании комплекса выделяются две фазы. Первая представлена перидотитами и пироксенитами. Выходы имеют ограниченное распространение, тела небольших размеров. Обнажаются в левом борту р. Черек Балкарский и в правом борту ледника Кундюм-Мижирги. С вмещающими породами верхнебалкарского комплекса имеют интрузивные контакты. С гранитами белореченского комплекса как интрузивные, так и тектонические контакты. Это плотные, массивные, средне-крупнозернистые породы темно-серого до черного цвета. Состоят из измененного моноклинного, реже ромбического пироксена (56-90%), подчиненного количества плагиоклаза (до 7%) и акцессорных минералов. Структура пород аллотриаморфнозернистая с реликтовой гипидиоморфнозернистой, текстура массивная.

Во второй фазе по минеральному составу выделяются габбро, габбродиориты, диориты. Они образуют основные массивы комплекса. Обнажаются в районе г. Ваза-хох, в левом борту р.р. Псыгансу и Черек-Балкарский, верховьях р. Укюсу. В большинстве случаев это субизометричные ксенолитоподобные тела неправильной формы среди гранитоидов и пластообразные, либо дайкообразные тела среди мигматитов. Контакты тел с гранитами уллукамского и белореченского комплексов активные, с зонами гранитизации. Габброиды образуют сложно построенные тела, разобщенные прорывающими их гранитоидами, реже встречаются однородные массивы. Центральные части тел, как правило, слагаются крупнозернистым габбро, переходящими к периферии в среднезернистые габбро-диориты и диориты. Мелкие выходы представлены диоритами. Габбро, габбро-дио-риты, диориты имеют близкие составы (%): плагиоклаз (40-70), роговая обманка (30-60), рудные (до 3). Отличия в составе плагиоклаза (от лабрадора до андезина) и в структурно-текстурных особенностях. Структура пород от офитовой, пойкилоофитовой до аллотриаморфнозернистой. Диориты, преимущественно, роговообманковые. В петрохимическом отношении породы комплекса относятся к нормальным субщелочным образованиям, к классу высокоглиноземистых пород калиево-натриевой серии. Характеризуются относительно низкой магнезиальностью (содержание MgО от 1,8 до 2,6%) и более высокой железистостью (содержание суммарного железа от 4,5 до 11,5). Нижнепалеозойский возраст данных образований устанавливается предположительно на основании пересечения его телами протерозой-нижнепалеозойских ультраметаморфических комплексов и факта изменения пород под воздействием среднепалеозойских гранитов белореченского комплекса.

Средний палеозой

Б е л о р е ч е н с к и й к о м п л е к с гранитовый плутонический (gPZ₂ b). На описываемой площади эти граниты имеют широкое распространение, обнажаются в пределах Балкаро-Дигорского, Шхарского и Адайхохского выступов. Наиболее крупные их массивы приурочены к границам инфраструктуры и супраструктуры. Представлены штокообразными и пластообразными удлиненно-вытянутыми телами в основном северо-западного простирания. Вмещающими породами для крупных тел являются мигматиты верхнебалкарского подкомплекса. Контакты магматические и тектонические. В первом случае контактовые изменения незначительны, что обьясняется, повидимому, близостью термодинамических условий образования гранитов и мигматитов. Как правило, в кровле массивов залегают останцы кристаллических сланцев и гнейсов ктитебердинской метаформации. При этом в высокоглиноземистых кристаллосланцах в экзоконтактовой зоне отмечается замещение порфиробластовых выделений андалузита игольчатым силлиманитом. В составе комплекса отмечаются равномернозернистые непорфировидные и порфировидные разности крупно-среднезернистых двуслюдяных и биотитовых гранитов. Переходы между ними постепенные. В верховье р. Бартуидон с севера на юг наблюдается смена гранитов тоналитами и гранодиоритами. Минералогический состав гранитов варьирует в широких пределах, так количество микроклина меняется от 11 до 30%, биотита от 3,5 до 12%, плагиоклаза от 17,5 до 30,5%, мусковита от 2,8 до 10%. На петрохимических диаграммах граниты характеризуются разбросом фигуративных точек, что связано с неравномерным распределением метасоматического микроклина. Отмечаются в пределах границ семейств от низкощелочных гранитов до субщелочных лейкогранитов. Породы относятся к низкотитанистым, весьма низкоанортитовым, натро-калиевым – от умеренно калиевых до умеренно натриевых, от умеренно низкоглиноземистых до умеренно высокоглиноземистых образований. На диаграммах MgO-SiO₂ и P₂O₅-SiO₂ породы группируются вдоль тренды гранитов S типа. Среднепалеозойский возраст гранитов белореченского комплекса по K-Ar и U-Pb методам определяется датировками с значениями в 350 - 425 млн. лет. Авторами при проведении работ из массива бассейна р. Танадон получен абсолютный возраст по U-Pb методу 357±4.6 млн. лет. Имеющиеся многочисленные данные позднепалеозойского возраста (313, 317, 304, 254) [133, 220, 204] отражают воздействие на белореченские граниты поздне-герцинских орогенных тектономагматических процессов, связанных с внедрением уллукамских гранитов.

С р е д н е – п о з д н и й п а л е о з о й

Ф а с н а л ь с к и й к о м п л е к с (gdPZ_2-3 f) имеет ограниченное распространение. Обнажается в пределах восточного окончания Балкаро-Дигорского выступа (бассейна р. Айгамуга), где образует ряд изолированных выходов. С гранитами белореченского комплекса имеет тектонические контакты, сорванные контакты отмечены и по границе с базальными образованиями нижней юры. Граниты фаснальского комплекса представлены породами от средне- до крупнозернистых розовато-серого, серо-зеленого цвета. Характерной особенностью является однородность и выдержанность массивной текстуры, как по вертикали, так и в горизонтальном направлении. Равномерно распространены крупные (0,03-0,05 м) порфировые выделения калиевого полевого шпата, количество которых достигает 20-30% объема. Кроме собственно гранитов встречаются гранодиориты, которые между собой связаны постепенными переходами, из-за чего на карте они показаны нерасчлененными. Минеральный состав гранитов колеблется в следующих пределах: плагиоклаз - 38-45%, кварц – 20-30%, микроклин – 15-30%, биотит – 5-10%, акцессорные минералы – 1-2%. Повсеместно в гранитах встречаются ксенолиты (0,1- 0,2 м), по составу соответствующие кварцевым диоритам. Под микроскопом в гранитах выявляются реликтовые монцонитовые структуры сложенные плагиоклазом № 25-30 (60%), кварцем (20%), микроклина (5%), биотитом (до 15%). Зачастую эти структуры нарушаются окварцеванием и катаклазом, развитием крупных кристаллов микроклин-пертита. По U-Pb геохронологическим данным, полученными авторами, возраст кристаллизации расплава, родоначального для гранитов фаснальского комплекса, 315±5,6 млн. лет.

У л л у к а м с к и й к о м п л е к с гранитовый плутонический (gPZ₃ u). Широкие поля выходов данного комплекса наблюдаются в пределах Балкаро-Дигорского выступа. Наиболее крупные массивы находятся в верховье р. Чегем и в обоих бортах р.Черек Безенгийский. И почти непрерывной полосой они протягиваются от междуречья Черек Балкарский - Чайнашки до бассейна р. Хазнидон. В районе Адайхохского выступа граниты также образуют единую полосу от верховьев р. Урух на западе до истоков р. Садон на востоке. Более мелкие выходы имеют субизометричные неправильные, часто вытянутые в широтном направлении формы. Вмещающими породами служат мигматиты верхнебалкарского подкомплекса, граниты белореченского комплекса и метаформации макерской серии.

В составе комплекса выделяются три фазы. К первой, главной интрузивной фазе относятся крупные массивы и штоки гранитов. Породообразующими минералами являются плагиоклаз (олигоклаз), микроклин, биотит, мусковит, кварц. Последний в двух генерациях, причем ранний преобладает над поздним. По соотношению перечисленных минералов в них выделяются средне-мелкозернистые биотитовые и двуслюдяные разности. Химический и минеральный состав гранитов стабилен, что свидетельствует о хорошей гомогенизации исходного расплава. Вторая фаза представлена лейкократовыми гранитами [220]. Приурочены они, в основном, к апикальным частям массивов. Имеют существенно полевошпатовый состав. Сложены альбитом, микроклином, кварцем, мусковитом. Биотит встречается редко. В третью фазу выделены дайковые тела аплитов и пегматитов. Встречаются как на периферии массивов так и в отрыве от них. Мощность аплитов от первых метров до первых сотен метров. Характеризуются мелкозернистой струтурой, повышенным содержанием микроклина (до 50-60%), равным количеством кварца и альбит-олигоклаза (25-30%). Пегматиты имеют разнозернистую структуру и неустойчивый состав. Главными минералами являются микроклин, альбит, кварц, мусковит, акцессорным - турмалин, гранит, циркон, аппатит.

Из анализа петрохимических диаграмм следует, что граниты комплекса относятся к умеренно высокоглиноземистым и крайне низкотитанистым образованиям. Располагаются в поле калиевых гранитов S-типа и относятся к семейству субщелочных гранитов и лейкогранитов. Отмечается стабильностью редкометального состава, его индекс равен 123, что близко таковому у палингенных гранитов известково-щелочного ряда.

Имеющиеся определения абсолютного возраста калий-аргоновым методом укладываются в возрастной интервал от 268 до 325 млн. лет. Абсолютный возраст уран-свинцовым методом гранитов верховьев р. Чегем, полученный авторами по данной площади составил 329,4± 6,3 млн. лет.

М е з о з о й с к и е и н т р у з и и

Мезозойская тектоно-магматическая активизация территории относится к складчато-глыбовому поднятию Главного хребта проявилась в триасовое и раннесреднеюрское время. С триасовым этапом связано образование пород диорит - гранодиоритовой плутонической формации цейского комплекса. Позднее, в раннеюрское время произошло образование пород андезито-дацитовой вулканической формации садонского комплекса, включающий в себя вулканокластические и лавовые образования. В предкелловейское время магматическая деятельность на данной площади проявилась внедрением даек основного состава (казбекский дайковый комплекс), и формированием субщелочных образований основного и кислого состава (хуламский комплекс).

П о з д н е т р и а с о в ы е и н т р у з и и

Ц е й с к и й к о м п л е к с д и о р и т - г р а н о д и о р и т о в ы й (gdТ₃ с) Слагает одноименный массив в юго-восточной части Адайхохского выступа. На севере он граничит с гранитами уллукамского комплекса, с которыми имеет активные интрузивные контакты. Аналогичные взаимоотношения и на юге с кассарской метаформацией, на востоке по разлому контактирует с белореченскими гранитами. Половина площади выхода интрузии покрыта ледниками. В составе комплекса выделяются две фазы. Первая, основная, представлена гранодиоритами и кварцевыми диоритами, ими сложен цейский массив. По минеральному составу в них выделяются биотит-роговообманковые, биотитовые и роговообманковые разности. Характерной их особенностью является наличие многочисленных ксенолитов основных (габбро-диабазов, габбро-диоритов) пород. Средний минеральный состав в количественном выражении наиболее распространенной разновидности представлен (объем в %): кварц 15-20; микроклин 10-15; плагиоклаз 50-60; роговая обманка 5-10; биотит 5-10, что соответствует гранодиориту.

Гранодиориты (gd) зеленовато-серые, крупнозернистые, под микроскопом имеют гипидиоморфнозернистую структуру, с зональным плагиоклазом от № 40-45 в ядре, до № 15-20 на периферии. Основная масса имеет кварц-плагиоклазовый состав с биотитом и роговой обманкой [28].

Во второй, жильно-дайковой фазе по структурным особенностям и минеральному составу выделяются гранодиорит-порфиры, дациты, риодациты, аплиты. Основная масса даек имеет развитие к северу от Цейского массива. По углам падения в них выделяются полого (до 45^o) и круто залегающие, без определенной пространственной ориентировки, мощностью до 2-3 м.

Гранодиорит-порфиры (gdπ) имеют мощность (до 6 м), с зонами закалки (0,1-0,2 м), таблитчатыми выделениями плагиоклаза (до 25-30%) и округлых зерен кварца с порфировой и гломеропорфировой структурой. Основная масса сложена кислым плагиоклазом и представляет сочетание нескольких типов структур (микролитовой, фельзитовой, микропойкилитовой).

Дациты с фельзитовой и аллотриаморфнозернистой структурой, кварц-полево-шпатового состава основной массы. Вкрапленники представлены таблитчатым плагиоклазом.

Риодациты со стекловатой основной массой, фельзитовой и сферолитовой структурой, с вкрапленниками плагиоклаза, реже кали-натриевого полевого шпата, аплиты, основная масса состоит из кварца и микроклина (до 90%) с подчиненным колличеством альбит-олигоклаза. Структура пород аллотриоморфнозернистая. Порфировые выделения из кварца и плагиоклаза, редко встречаются биотит, эпидот.

С р е д н е ю р с к и е и н т р у з и и

К а з б е к с к и й к о м п л е к с дайковый (npJ₂ k). Представлен диабазами, диабазовыми порфиритами, габбро-диабазами, микрогаббро. Образования комплекса имеют развитие как в отложениях нижней, средней юры, так и в образованиях кристаллического фундамента. Северной границей распространения даек являются предгорья Скалистого хребта. В основной своей массе ориентированы в северо-восточном и северо-западном направлении. Углы падения крутые от 70-80⁰ до вертикальных. Морфология образований комплекса однообразна - это, в основном, субвертикальные и прямолинейные тела, реже встречаются будинированные. Мощность даек от 0,2 до 3-4 м, реже до 8-10 м. Протяженность от метров до первых десятков метров. Базальты, базальтовые порфириты, наибольшим распространением пользуются в Дигоро-Осетинской СФЗ. Имеют офитовую или порфировую и бластопорфировую структуры. Наиболее распространенными минералами являются плагиоклаз (до 50%), мелкие, беспорядочно ориентированные лейсты этого минерала образуют основную массу породы. А также минералы группы амфибола (45-50%) роговая обманка, эпидот, цоизит, хлорит. Из вторичных встречаются кварц (5-6%) и кальцит (до 7%). Основная масса габбро-диабазов и микрогаббро приурочены к Дарьяльской подзоне Адайхох-Дарьяльской зоны. В Дигоро-Осетинской СФЗ они отмечены в междуречье Сонгутидон – Урух, где приурочены к тектоническому клину субширотного простирания шириной 0.5 – 1 км на уровне пос. Дзинага. Имеют порфировую структуру и массивную текстуру. Состоят из плагиоклаза и роговой обманки, образующих основную массу. В ассоциации с последней широко развит вторичный биотит (до 33%). В случае, когда плагиоклаз приобретает призматическую форму, структура породы становится офитовой, при сохранении массивной текстуры. Из анализа петрографических(A.F.M) диаграмм следует, что породы комплекса относятся к толеитовой и известково-щелочной сериям [220]. Подавляющее большинство фигуративных точек комплекса попадает в поля развития океанических и орогенных базальтов. Наличие в породах несколько повышенного содержания титана и низкая магнезиальность приближает их к толеитам континентальных структур. Петрохимические признаки пород комплекса сводятся к следующему: содержание кремнезема от 50 до 54%, суммарного железа 10-15%, глинозема около 13%, щелочей до 4%, окиси магния 2-3,5%. Среднеюрский возраст казбекского комплекса принимается на основании его положения и взаимоотношения с вмещающими и перекрывающими отложениями. Наиболее молодыми образованиями, которые прорывают дайки, являются верхнеааленские. Участие даек в складчатости предкелловейской эпохи говорит об их докелловейском вероятно в аален-байосском внедрении.

Х у л а м с к и й к о м п л е к с т р а х и р и о л и т – б а з а л ь т о в ы й в у л к а н и -ч е с к и й (βJ₂h). Субвулканическая фация, представлена дайками диабазов, силлоподобными телами трахитов, силлами и дайками тешенитов. Покровная фация лавовых потоков базальтовых порфиритов и трахириолитов, приуроченная к отложениям джорской свиты, описанна в разделе стратиграфия

Диабазы присутствуют в виде даек мощностью от 1 – 2 м до 4 – 8 м и протяженностью от 30 – 50 м до 300 – 500 м. Экзоконтактовые изменения выражены зоной закалки мощностью 5 – 10 см без минеральных новообразований. Диабазы - темного, зеленовато–серого цвета с порфировой структурой и тонкокристаллической основной массой. Вкрапленники представлены лабрадором, реже авгитом. Основная масса сложена андезином и авгитом с примесью оливина, разложенного в хлорит и серпентин.

Трахиты слагают силлоподобные тела в районе г.Кубадайги (в междуречье Чегем – Черек Безенгийский) мощностью от 40 до 100 м и протяженностью от 250 до 900 м. Внешне эти породы зеленовато–серого с желтоватым оттенком цвета вследствии лимонитизации. Структура порфировая с тонкокристаллической основной массой. Одна разновидность трахитов во вкрапленниках содержит кристаллы санидина, другая – кристаллы альбита. Также и основная масса - сложена либо микролитами санидина, роговой обманки и ксеноморфным кварцем (трахитовая), либо микролитами альбита и ксеноморфным кварцем, которые находятся еще и во взаимном прорастании, обуславливая микропойкилитовый узор основной массы. В породе наблюдаются округлые и удлиненные миндалины и пустоты, выполненные хлоритом, карбонатом и кварцем.

Выходы тешенитов встречены в левом борту р.Шикису, р.Чайнашка и в нижнем течении р.Кардан. Наблюдаются в виде даек мощностью 5 – 10 м протяженностью 300 – 500 м и силлов. Мощность последних от 20 до100 м, прослеживаются на интервале от 500 м до первых километров. Породы темного, зеленовато – серого цвета, мелко – среднезернистые, с габбровой структурой. Порфировые выделения представлены лабрадором, ортоклазом, авгитом, реже титан – авгитом.

П л и о ц е н – э о п л е й с т о ц е н о в ы е м а г м а ти ч е с к и е

о б р а з ов а н и я.

Т е п л и н с к и й к о м п л е к с г р а н и т – г р а н о д и о р и т о в ы й (N₂-Q_Et).Образования комплекса распространены в южной части площади работ. Ими сложены массивы: Сонгутидонский в верховьях р. Сонгутидон, Бартуидонский в левом борту ледника Бартуицете, Цурунгальский горы Цурунгал, большое количество разнообразных по составу даек, которые развиты к северо – западу от Южно – Адайкомского разлома. Вмещающими являются как породы фундамента, так и юрские отложенияй. Тела и дайки комплекса контролируются системой трещин северо–западного и северо–восточного простирания, вблизи Сонгутидонского массива - радиального и кольцевого направления.

В состав комплекса входят как кислые, так и средние магматические породы По взаимоотношению между собой образуют следующие фазы становления: первая фаза – дайки диоритовых порфиритов и микрозернистых диоритов, распространенных в поле развития Сонгутидонской интрузии. Микрозернистые диориты темно–серые, с массивной текстурой. Под микроскопом имеют гипидиоморфнозернистую порфировидную структуру с размером зерен основной массы 0,1-0,3 мм и вкрапленников – 0,6-0,8 мм. Состав: средний плагиоклаз – 55, калишпат – 5, роговая обманка – 20, пироксен – 5, биотит – 15. Диоритовые порфириты, слагающие дайки в палеозойских гранитах, имеют темно- серый с зеленоватым оттенком цвет, мелкопорфировую структуру, м

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: