История геологического развития

Историю геологического развития территории листов K-38-VIII, -XIV необходимо рассматривать в контексте истории формирования региона Большого Кавказа в целом, и Центрального Кавказа, в частности. Имеющаяся в настоящее время геологическая информация позволяет выделить четыре основных этапа в истории развития региона – догерцинский, герцинский, киммерийский, альпийский. Первые два имеют отношение к доюрскому кристаллическому основанию, последние – к мезо-кайнозойскому чехлу.

Свидетельства догерцинской истории носят крайне отрывочный и неоднозначный характер. Это обусловлено сильным метаморфизмом пород, изменением структуры кристаллического основания в альпийское время и интенсивным предюрским размывом, в итоге позволяющим дать её расшифровку только в самом первом приближении. Реконструкция истории геологического развития кристаллического основания включает в себя необходимость решения большого колличества геологических вопросов, не имеющих в настоящее время удовлетворительного решения. К ним можно отнести такие, как структурные и временные соотношения областей развития зон ультраметаморфизма и метаморфизма, решение вопросов гранитообразования герцинского этапа, а также вопросов метаморфической зональности. Поэтому на современном этапе изученности история развития региона может быть представлена в самом первом приближении.

Выделяемые в настоящее время на территории этих листов ультраметаморфические подкомплексы (верхнебалкарский, сабалахский и галдорский) представляют собой совокупности пород, отличающихся друг от друга исходным составом и интенсивностью протекавших процессов анатексиса. Установление исходного состава толщ, подвергшихся мигматизации, и геодинамических обстановок их формирования сейчас вряд ли возможно. В пользу докембрийского возраста гондарайской серии свидетельствует ряд датировок абсолютного возраста как самих мигматитовых комплексов, так и перекрывающих их метаморфических толщ.

Докембрийские образования макерской серии, включающие породы донгузорунского, ктитебердинского, дуппухского метаморфических комплексов, а также буронского и вазахохского, по-видимому, были сформированы на сиалическом основании позднего докембрия. Первому этапу регионального метаморфизма породы подверглись в байкальский этап тектогенеза, процессы которого (метаморфизм эпидот-амфиболитовой – амфиболитовой фации низкобарического типа) продолжались уже в палеозойское время

Имеющиеся геологические материалы свидетельствует о том, что с герцинским этапом тектогенеза на Центральном Кавказе связаны:

- внедрение и становление гранитоидов белореченского, уллукамского комплексов [1] зоны Главного хребта и формирование связанных с ними зон проявления щелочного метасоматоза;

- заключительная фаза метаморфизма термального низкобарического, эпидот-амфиболитовой фации;

- проявление процессов орогении, в том числе: выведение на дневную поверхность метаморфизованных образований зоны Главного хребта, эксгумация на дневную поверхность эклогитовых образований лабарданского комплекса;

- окончательное оформление тектонической зоны Передового хребта, как грабен-синклинальной структуры и образование (начиная с верхнего карбона и до нижней перми включительно) резко расчлененного рельефа и связанной с его эрозией межгорной молассы.

Существует мнение, что породы первоначально были подвергнуты высокой (вплоть до гранулитовой) степени метаморфизма и в дальнейшем в результате развития ретроградной фазы метаморфизма практически полностью утратили минеральные ассоциации прогрессивной стадии. Заключительное термальное событие в зоне Главного хребта ассоциирует с внедрением гранитоидов средне-верхнекарбонового возраста, на что указывают многочисленные K –Ar датировки.

Проявлением тектонической активности на границе триасового и юрского времени в зоне Главного хребта является становление гранитов цейского массива.

Геодинамические условия развития площади листов в киммерийский этап в настоящее время активно обсуждаются [6,15,52]. В данной работе принят вариант, предполагающий связь формирования ранне-среднеюрских толщ Большого Кавказа с заложением и функционированием Большекавказского задугового бассейна, сопряженного с Закавказской островной дугой [15]. При этом допускается обратная последовательность зарождения островодужной системы: с начала вне связи с зонами субдукции в процессе континентального рифтогенеза образуется задуговой бассейн, в нашем случае (между Закавказской и Скифской плитами), а затем на противоположном краю микроконтинента (Закавказской плиты) – зона субдукции и вулканическая дуга.

Формирование Большекавказского задугового бассейна и связанная с этим трансгрессия океана Тетис на окраину Скифской эпигерцинской плиты началось в синемюре, а уже в плинсбахе охватила всю территорию листов. В осевой части задугового бассейна (СФЗ Южного склона) шло накопление глубоководных толщ преимуществено глинистого состава. На северном фланге задугового бассейна, отождествляемого с южной окраиной Скифской плиты, вовлеченной в активное прогибание и растяжение (Дигоро-Осетинская СФЗ), происходило формирование ритмично-слоистых, песчано-глинистых толщ (в том числе тонкоритмичных, флишоидных), излияние лав дацитового состава преимущественно известково-щелочного ряда и интенсивная базификация сиалического фундамента (внедрение даек основного состава). Последнее замечание является свидетельством того, что заложение Большекавказского задугового бассейна сопровождалось растяжением и сопряженного с ним утонением континентальной коры [52]. В Дарьяльской подзоне Адайхох-Дарьяльской СФЗ, отождествляемой с северным флангом задугового бассейна. Накопление терригенных толщ ранней средней юры также сопровождалось вулканической деятельностью на ранних этапах (туфы и лавы андезитового и дацитового состава) и внедрением многочисленных даек габбро-диабазов, микрогаббро казбекского комплекса в конце киммерийского этапа. Среди последних отмечаются разности, занимающие промежуточное положение между континентальными и океаническими толеитами. Севернее уже в условиях морского шельфа накопление толщ ранней - средней юры началось с плинсбаха и с перерывами продолжалось до байоса включительно. Для накопившихся здесь толщ характерна сокращенная мощность, мелководный характер осадков (Восточно-Балкарской СФЗ) и проявление контрастного щелочного магматизма хуламского комплекса, связанного с заложением новой зоны растяжения, и по времени сопряженного с началом вулканической деятельности на Закавказской островной дуге. Имеющиеся данные о латеральном изменении щелочности вулканитов хуламского комплекса не с севера на юг как ожидалось, а с запада на восток позволяют допускать связь вулканизма с активизацией тектонических движений вдоль Центрально-Кавказской складчато-разрывной зоны. [49, 177].

Киммерийский этап развития рассматриваемой площади завершился коллизией, связанной со схождением Скифской и Закавказской плит. Коллизия сопровождалась резко дифференцированными движениями фундамента и формированием на фронте Скифской плиты и в осевой части задугового бассейна структурного парагенеза тангенциального сжатия (поддвиги, взбросы, линейные тектонические депрессии, надвиги срыва, складчатость с южной вергентностью, встречные надвиги типа Кионского с северной вергентностью), а в северной части Скифской плиты в пределах Кестанты-Хазнидонской тектонической зоны - тангенциального растяжения (кулисообразно расположенные сбросы, горсты, грабены), сопряженного с Центрально-Кавказской СРЗ. Киммерийский этап является металлогенически активным. С толеитовым магматизмом осевой части Большекавказского задугового бассейна за пределами листов парагенетически связаны медноколчеданные руды, с магматизмом северного фланга того же бассейна полиметаллические руды Садонского (жильного) типа, а с магматизмом хуламского комплекса - золоторудные объекты золото-серебряно-полиметаллического формационного типа.

С келловея до эоцена включительно после непродолжительного перерыва в осадконакоплении, пенепленизации и размыва, наиболее глубокого в южной части Скифской плиты вплоть до полного уничтожения ранне - среднеюрского осадочного чехла (Вазахохское поднятие), продолжилось функционирование Кавказской островодужной системы. В глубоководном амагматическом Большекавказском задуговом бассейне (Чиауро-Дибрарская зона) отлагались толщи карбонатно-терригенного флиша, не полной мощностью до 4200 м, тогда как на южной окраине Скифской плиты в условиях континентального шельфа – терригенно-карбонатные толщи платформенного типа. Мощность последних (J₃+K₁) не превышает 3200м. На континентальном шельфе, в целом, преобладал карбонатный и терригенно-карбонатный профиль седиментации, который в отдельные промежутки времени уступал терригенному (апт-альб) и эвапоритовому (киммеридж-ниж. титон).

Начиная с олигоцена, геодинамический режим островодужного типа сменился на коллизионный, связанный с продвижением Аравийской плиты на северо-запад и закрытием океана Тетис. В результате взаимодействия Закавказской и Скифской плит началось формирование горного сооружения Большого Кавказа и Терско-Каспийского краевого прогиба. В горной части в обстановке тангенциального сжатия флишоидные толщи Большекавказского задугового бассейна были шарьированны на северный край Закавказской плиты и интенсивно деформированы с образованием складчатых зон, с отчетливой южной вергентностью их структурных элементов. В пределах вовлеченной в орогенное поднятие южной окраины Скифской плиты происходит подновление уже существующих разрывных нарушений и заложение новой альпийской разрывной тектоники. Ведущим типом разрывных структур этого этапа являются северо-западные и субмеридиональные малоамплитудные сдвиги правостороннего типа, а также надвиги по подошве ранне-среднеюрских отложений и в толщах мальм-эоценового структурного этажа. В позднем неогене активизировались Ардонский и Чегем-Черекский глубинные разломы, в зонах влияния которых произошло (соответственно) внедрение гранитоидов Сангутидонского массива и формирование Верхнечегемской вулкано-плутонической постройки. С этим этапом развития площади связывается тектоническая и магматическая активизация Центрально-Кавказской СРЗ, выразившаяся в создании региональной Нальчинской флексуры и формировании мощных туфогенных толщ свиты Рухс-дзуар. В рамках Терско-Каспийского прогиба обособилась Осетинская впадина, заполненная морскими песчано-глинистыми отложениями, известными как нижняя моласса (остаточный бассейн), и более грубообломочными, в том числе и континентальными образованиями, выделяемыми как верхняя моласса. С коллизионным этапом связано формирование проявлений ртути, золота и вольфрама на южном склоне Большого Кавказа, медно-молибденовой минерализации на северном (Сонгутидон).

 

 

Геоморфология

Территория описываемого района расположена на Северном макросклоне Большого Кавказа – сложного складчато-покровного сооружения, образованного в результате интенсивных позднеальпийских дифференцированных неотектонических поднятий и характеризуется деструктивно-денудационным рельефом. Также расположена и в пределах Предкавказской равнины – области дифференцированных относительных неотектонических опусканий с преобладанием аккумулятивного рельефа. На площади работ выделяются три основные мегаформы или геоморфологические зоны – горная система, предгорья и равнина.

Горная система Большого Кавказа на большей части листа представлена эрозионно-тектоническими горами, а в северо-восточной части узкой полосой ступенчато-грядовых моноклинальных предгорий. Эрозионно-тектонические горы развиваются на дислоцированных, разнородных по свойствам образованиях докембрия, палеозоя и мезозоя. Характеризуются средне-высокогорным, значительно расчлененным денудационно-деструктивным, контрастным, интенсивно воздымающимся олигоцен-голоценовым рельефом c преобладанием структурных и неотектонических мегаформ с наложенными на них флювиальными и гляциальными мезо- и микро формами.

Предгорья развиваются на моноклинально залегающих, слабо контрастных по свойствам породах мела, палеогена и неогена. Для них характерен низкогорный, прямой, продольный, ступенчатый, наклоненный к северо-востоку, слабо расчлененный, неконтрастный, денудационно-эрозионный, умеренно воздымающийся плиоцен-неоплейстоценовый рельеф с преобладанием мягких, литоструктурных мегаформ и наложенных на них аккумулятивно-эрозионных мезо- и микроформ.

Предгорная равнина занимает северо-восточную часть листа и представлена юго-западной частью приподнятой, наклоненной к северу эрозионно-аккумулятивной аллювиальной равниной.

В пределах трех вышеохарактеризованных основных мегаформ, геоморфологических зон – гор, предгорий и равнины на территории листа четко выделяется несколько макроформ рельефа (морфоструктур) с юга на север:

- Южная складчатая зона;

- Главный хребет – продольное асимметричное денудационно-деструктивное неотектоническое поднятие;

- Штулу-Харесская межгорная эрозионно-тектоническая депрессия;

- Боковой хребет;

- Верхнечегемское,,насаженное” вулканическое нагорье;

- Северо-Юрская сланцевая межгорная структурно-тектоническая депрессия;

- Горная часть Северо-Кавказской моноклинали (Скалистый хребет);

- Ступенчато-грядовые моноклинальные предгорья;

- Эрозионно-аккумулятивная аллювиальная равнина.

Выделенные морфоструктуры имеют общекавказское простирание и в большинстве случаев соответствуют геологическим, структурно-тектоническим или структурно-формационным зонам. Они резко отличаются друг от друга характером мезо- и микрорельефа, геологическим строением основания, неотектонических движений и рядом других особенностей. Основными факторами, повлиявшими на их образование, являются: неотектонические, структурные и эрозионно-денудационные.

Южная складчатая зона к востоку от Мамисонского перевала, является Главным Водораздельным хребтом, представлена на площади листа К-38-XIV флишевыми отложениями, образующими массивы хребтов Двалетского и Шокадела. На севере и на юге (за пределами изученной территории) по четко выраженным структурным уступам она граничит с депрессиями, развитыми в мягких податливых к эрозии нижне-среднеюрских отложениях. На западе, в Грузии, за пределами рассматриваемой территории, по двум неотектоническим уступам отграничивается от системы Сванетского и Лечхумского передовых хребтов.

Для рассматриваемой морфоструктуры характерен высокогорный эрозионно-тектони-ческий, сильно расчлененный рельеф с резкими формами, развивающимися на слабоустой-чивых песчаных и карбонатно-глинистых породах нижней, средней юры и нижнего мела.

Наибольшее развитие в пределах хребта получили структурные, экзарационно-эро-зионные, аккумулятивные, обвально-осыпные, гляциальные, флювиогляциальные формы рельефа. Возраст большинства из них и, следовательно, рельефа олигоцен-неоплейстоценовый.

Морфоструктура Главного хребта – область высокогорного, сильно расчлененного эрозионно-тектонического рельефа, выработанного на интенсивно деформированных протерозойских и палеозойских породах кристаллического фундамента. Наибольшим распространением здесь пользуются альпийские, гляциальные, оползневые формы рельефа. В преобразовании первично-тектонического рельефа ведущая роль принадлежит ледникам. Результатом ледниковой деятельности являются долины с троговыми плечами, ледниковые цирки. Ледники, отступая, образуют конечноморенные гряды. Решающая роль в образовании хребтов отводится неотектоническим поднятиям и породам, обладающим высокой механической прочностью, а основными процессами образования мезо- и микрорельефа хребтов являлись гляциальные и флювиальные. Для морфоструктуры Главного хребта характерна глубинная эрозия с образованием зубчатых гребней, скальных склонов. Абсолютные отметки хребтов составляют 4000-5000м. Возраст большинства форм, кроме неотектонических, голоценовый. Более древние формы здесь уничтожены интенсивной современной деструкцией. Время возникновения морфоструктуры, несмотря на молодость развитых на ней форм, более раннее, вероятно, олигоцен-неоплей-стоценовое.

Штулу-Харесская межгорная депрессия – область высоко-среднегорного, сильно расчлененного эрозионно-тектонического рельефа, выработанного на сильно дислоцированных неустойчивых к выветриванию песчано-глинистых отложениях нижней и средней юры. Отложения смяты в неправильные складки и опущены по линиям древних (докелловейских) продольных разломов. Неравномерные глыбовые движения по этим разломам происходили в течении всего альпийского цикла и определили основные черты морфологического строения депрессии [55]. Депрессия представлена глубокими до 1500-2000м, сложно расчлененными понижениями рельефа. Наиболее расширенные их участки наследуются широко разработанными террасированными участками продольных долин главных поперечных рек и долинами их продольных притоков. В формировании рельефа депрессии принимали участие не только эрозионно-аккумулятивная деятельность рек, но и оледенение в неоплейстоценовое время. Депрессия служила огромным ледосборным бассейном в эпохи крупных оледенений, когда наряду с активной экзарацией податливых к денудации пород происходило накопление огромных масс моренного материала. Западные, наиболее приподнятые, участки Штулу-Харесской депрессии находятся в области современного оледенения.

Главными факторами, определяюшими образование депрессии являются свойства развитых здесь пород, дифференцированные неотектонические движения по Северо-Штули-нскому разлому, а также расположение депрессии в тыловой, менее воздымающейся зоне Главного Кавказского надвига.

Из генетических типов мезо- и микроформ рельефа здесь наибольшим распространением пользуются древние и современные ледниковые, флювиогляциальные, склоновые. Время возникновения морфоструктуры, вероятно, олигоцен-неоплейстоценовый.

Морфоструктура Бокового (Балкаро-Дигорского) хребта – область высокогорного, сильно расчлененного эрозионно-тектонического рельефа, выработанного в интрузивно-метаморфических породах протерозоя и палеозоя с преобладанием древних и современных ледниковых, обвально-осыпных, флювиогляциальных, пролювиально-селевых форм.

Рельеф морфоструктуры, условия его образования, а также неотектонические условия самой структуры подобны морфоструктуре Главного хребта. Оба они развиваются на кристаллических породах при интенсивном воздымании за счет пододвигающихся с юга масс. Отличием Передового хребта является более низкое гипсометрическое положение, наличие неотектонического срыва в тыловой части.

Абсолютные высоты (до 4500м) и благоприятные климатические условия определили широкое развитие современного оледенения этой морфоструктуры. Крупные долинные ледники приурочены к наиболее приподнятой южной периферии хребта, образуя в верховьях основных долин разветвленные лопасти, местами сливающиеся с каровыми ледниками, спускающимися в Штулу-Харесскую депрессию. Экзарационная деятельность современных ледников получила отображение в формировании трогов, цирков. Вблизи языковых частей имеются термокарстовые просадки, ложбины стока ледниковых вод. Из аккумулятивных ледниковых образований выделяются различные морены, дугообразные конечноморенные гряды. Самым древними ледниковыми формами рельефа здесь являются реликты плечей трогов. Время возникновения морфоструктуры – олигоцен-неоплейстоценовое.

Морфоструктура Верхне-Чегемского нагорья - область высокогорного, «насаженного» вулканогенного рельефа с умеренно жесткими мезо- и микроформами, развивающихся на неоднородных по составу вулканогенных породах. Наиболее распространенными формами здесь являются гляциальные, крионивальные, эрозионные. Возраст наиболее древних экзарационно-эрозионных уровней ранне- и средненеоплейстоценовый. Время образования самой морфоструктуры, судя по возрасту наземных вулканитов – позднеплиоцен-неоплейстоценовое.

Морфоструктура Северо-Юрской депрессии – область умеренно расчлененного литоскульптурного рельефа, выработанного в песчано-глинистых отложениях с широким развитием сейсмогравитационных, обвально-оползневых, осыпных, древне-ледниковых форм. Пространственное положение морфоструктуры тесно взаимосвязано с тектонической активностью, структурными особенностями подстилающего ее кристаллического фундамента. Сужаясь к востоку, полоса депрессии разбита на ряд частных, местами замкнутых депрессий или котловин, часто ограниченных разрывами, затрагивающими и кристаллический фундамент. С юга трансгрессивно залегающие нижне-среднеюрские породы, слагающие депрессию часто осложнены альпийскими тектоническими нарушениями, контролирующие распространение этих пород. Время возникновения морфоструктуры – плиоцен-неоплейстоценовое.

Горная часть Северо-Кавказской моноклинали – область средне- и высокогорного, сильно расчлененного рельефа, выработанного на верхнеюрских и нижнемеловых карбонатных отложениях с преобладанием литоскульптурных, эрозионных, гравитационных, карстовых форм. Литология и геологическая структура определяют общие черты строения куэстовой зоны. Карбонатные породы образуют куэстовые гряды: верхнеюрскую и нижнемеловую. В соответствии с моноклинальным залеганием пород северные склоны куэст пологие, южные очень крутые, а в верхней части - отвесные. Куэсты выделены эрозией продольных рек по простиранию податливых процессам размыва пород и сохраняются в рельефе благодаря бронированию их поверхности известняками. Заложение и развитие куэстовой гряды можно увязатьс тектоническими разрывами, трещиноватостью. Бронированная поверхность куэсты постепенно снижается в северо-восточном направлении и преобразуется формами рельефа эрозионного, гравитационного, карстового происхождения. К южной части приурочены гляциальные аккумулятивные формы местами с конечноморенными грядами.

На северном склоне Скалистого хребта в известняках развиты карстовые явления. Элементы рельефа южного склона куэст (структурно-денудационные уступы, обвальные, осыпные накопления) связаны с выветриванием и протекающими гравитационными процессами. Широким развитием в пределах Скалистого хребта пользуются разнообразные оползни.

Одним из факторов, сформировавших морфоструктуру, яляются формы рельефа постоянных и временных водотоков. Крупные транзитные реки Псыгансу, Хазнидон, Лахумедон, Урух, Сехоладон прорезают хребет узкими ущельями. Возраст большей части форм голоценовый, реликтов древних эрозионных уровней – вплоть до ранненеоплейстоценового. Время возникновения морфоструктуры, вероятно, плиоцен-неоплейстоценовое.

Морфоструктура ступенчато-грядовых моноклинальных предгорий отделяется от Скалистого хребта структурно-денудационным уступом по подошве, высотой несколько сотен метров. Относится к низкогорному умеренно расчлененному рельефу, выработанному на меловых и палеоген-неогеновых карбонатно-терригенных породах с преобладанием эрозионно-аккуму-лятивных форм. Рельеф предгорий куэстообразный

Основными факторами образования предгорий и их рельефа являются возникновение зоны умеренных неотектонических поднятий на границе Предкавказской равнины, разнородные физико-механические свойства развитых здесь пород, их моноклинальное залегание и комплекс аккумулятивных, денудационных и эрозионных процессов. Время возникновения морфоструктуры - плиоцен-неоплейстоценовое.

Морфоструктура наклонной аккумулятивной равнины – область слабо расчлененного эрозионно-аккумулятивного рельефа, выработанного на неоген-раннечетвертичных отложениях. Возникновение современного рельефа предгорной равнины полностью предопределено новейшими тектоническими дифференцированными движениями, имевшими место в четвертичное время.

Большое распространение получили речные террасы. Они сложены галечниками, суглинками. Количество и относительные высоты террас меняются как по бассейнам рек, так и внутри одной долины. Реки, выходя из ущелий, прорезают предгорные равнины главным образом в меридиональном направлении. Их долины широко разработаны и несут на своих склонах морфологически выраженные эрозионно-аккумулятивные и аккумулятивные террасы. Кроме внутридолинных террас здесь прослеживаются на больших пространствах междуречные террасовые поверхности. Террасированность является характерной особенностью геоморфологического строения предгорных равнин [55]. Возраст основных форм микрорельефа здесь голоценовый. Заложение равнины, судя по мощности развитых здесь отложений, произошло в эоплейстоцен-неоплейстоценовое время.

В формировании рельефа района принимали и принимают участие различные экзогенные и эндогенные процессы. В результате проявления первых образованы многочисленные, чаще всего молодые, обычно легко распознаваемые, формы и элементы форм мезо- и микрорельефа. По преобладанию того или иного образующего его фактора они относятся к различным генетическим типам. Наибольшее развитие из последних на данной территории получили формы флювиальные склоновые (гравитационные) и нивально-гляциальные, в меньшей мере, флювиогляциальные, мерзлотные, солифлюкционные, термокарстовые, карстовые, озерные и техногенные.

В результате преобладания эндогенных рельефообразующих факторов сформированы формы и элементы форм трех генетических типов: тектонические (неотектонические и сейсмотектонические), структурные (литоструктурные) и вулканические. Эти формы проявлены в рельефе обычно нечетко, поскольку затушеваны различными экзогенными процессами, ведущими к образованию более молодых наложенных форм. С геологических позиций эндогенные процессы являются наиболее значимыми, поскольку подчеркивают различные элементы геологического строения.

Наиболее интересными и важными для района являются неотектонические типы. Здесь они распространены чрезвычайно широко. Основными из них являются неотектонические уступы (связаны как с разрывными, так и со складчатыми деформациями), хребты, массивы, гряды, поднятия, впадины, ложбины, котловины, депрессии, седловины, сейсмотектонические оползни. Характерной особенностью неотектонических форм является их относительно древний возраст и значительный масштаб. При неотектонических движениях формируются в основном крупные мезо- и микроформы рельефа. Благодаря их проявлению образованы основные морфоструктуры района и главная мегаструктура - Большой Кавказ. Неотектонические микроформы не характерны, или по крайней мере, трудно наблюдаемы, а молодые формы четко проявиться в рельефе еще не успели. Активные разломы на неотектоническом этапе являются наиболее картируемыми в районе. В большей мере они распространены в центральной части горного сооружения, где отмечаются интенсивные и наиболее дифференцированные неотектонические движения.

Среди уступов выделяются две основные категории. К первой относятся субширотные, более протяженные, которые являются обычно граничными элементами морфоструктур. Связываются они с региональными взбросо-поддвигами и взбросо-надвигами. Амплитуды новейших перемещений, фиксируемые по смещению эрозионных уровней, составляют 500-700 и более метров. Ко второй категории относятся уступы субмеридиональные и северо-западные, обычно менее протяженные, развитые лишь в пределах отдельных морфоструктур. Связываются они обычно с системой правых сбросо-сдвигов, новейшие неполные фиксируемые вертикальные амплитуды перемещений по которым составляют до 400 м., а неполные горизонтальные амплитуды до нескольких километров. По этой системе разрывов происходит восточное погружение кристаллического фундамента Кавказа и относительные горизонтальные смещения тектонических блоков. В рельефе же по неотектоническим уступам, обусловленными этими разрывами, происходит дробление морфоструктур на отдельные сегменты, массивы и смещения их относительно друг друга по право-сдвиговому правилу. Особенно отчетливо это подчеркивается изгибами Главного и Балкаро-Дигорского хребтов. Несмотря на локальное развитие большинства уступов в пределах отдельных морфоструктур, все они в целом образуют единую транскавказскую систему. Граничными и наиболее крупными из них в пределах площади листа являются уступы на меридиане р.Аргун и верховий р.Чегема. Здесь происходит коренная смена стиля геологического строения, ограничения хребтов, смещение водоразделов и морфоструктур. На этих меридианах отмечается восточное погружение кристаллического ядра, флексурный коленообразный изгиб мезо-кайнозойских отложений и смена субширотного сегмента Большого Кавказа северо-западным и далее вновь субширотным. Все это является следствием фиксируемой мощной транскавказской зоны неотектонических поперечных правых сбросо-сдвигов, прослеживаемых из Грузии через Большой Кавказ в Предкавказье. Подтверждением молодого возраста всех описываемых неотектонических уступов и обусловливающих их дифференцированных движений является не только отчетливая выраженность этих форм в рельефе и относительные смещения других молодых форм, но также и преимущественная приуроченность к ним эпицентров землетрясений и сейсмотектонических оползней.

Каких - либо значимых геоморфологических факторов концентрации полезных ископаемых на территории листа неизвестно. Местами с речными террасами связаны бедные аллювиальные золотые россыпи.

 

Полезные ископаемые

Описываемый район Горной Балкарии и Дигории характеризуется проявлениями разнообразных полезных ископаемых. Здесь размещается: одно из наиболее крупных для Северного Кавказа жильных полиметаллических месторождений - Згидское, месторождение медно-полиметаллических руд – Cтаро-Цейское, пегматитовое оловянное – Билягидонское, мышьяковое – Чегет-Джаринское. Известны так же многочисленные проявления железных, вольфрамовых, золото-мышьяковых, сурьмяно-ртутных руд, редкометальной и урановой минерализации, радоновых и минеральных вод, угля, нефти и разнообразных строительных материалов.

Г о р ю ч и е и с к о п а е м ы е

Нефть и газ

Нефтяные и газовые проявления известны в северо-восточной части листа, в междуречье р.р.Аргудан – Урух (I-4-1). Здесь, по результатам бурения [99] прослеживается фрагмент субширотной линейной антиклинальной структуры, в сводовой части которой, на глубине от 1425 м в песчано-глинистых отложениях верхнего палеогена (майкопская серия) и в карбонатных отложениях верхней юры (оксфордский ярус) выявлены нефте - и газопроявления. Перспективы промышленной нефтегазоносности этой площади связаны с трещинными приразломными зонами в майкопских отложениях и с тектонически экранированными блоками карбонатных пород верхнего - нижнего мела и верхней юры, в которых, в пределах осевой части антиклинали, может быть развита значительная трещиноватость.

⇐ Предыдущая234567891011Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: