Мегазона передовых (краевых) прогибов

Тектоника. Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский передовые позднеальпийские прогибы разделены Минераловодской седловиной. Оба прогиба сложены мезозойскими осадками, глинистыми сериями олигоцен-миоценового возраста, которые перекрыты миоцен-четвертичной молассой. Северные крылья прогибов полого налегают на отложения Скифской плиты. Южные крылья этих структур более крутые. По данным геофизики, мощность осадков в передовых прогибах достигает 12-15 км. Минераловодская седловина сложена палеогеновыми осадками, прорванными серией кислых интрузий малых глубин.

Индоло-Кубанский прогиб подразделяется на две структурные зоны: Западно-Кубанский и Восточно-Кубанский прогибы, разделенные Адыгейским выступом. Южный борт Западно-Кубанского краевого прогиба примыкает к Ахтырскому глубинному разлому, отделяющему его от флишевых толщ складчатой структуры Большого Кавказа на всем протяжении. На востоке прогиб граничит с Адыгейским выступом, огибая который с севера, соединяется с Восточно-Кубанским прогибом, носящем субплатформенный характер. Последний плавно переходит на юге в Северо-Кавказскую моноклиналь (Лабино-Малкинская зона), погружающуюся на север.

Индоло-Кубанский прогиб имеет резко ассиметричное строение. На севере его толщи, образуя пологие складки, постепенно воздымаются, переходя в платформенный чехол Скифской плиты. В южном направлении степень дислоцированности отложений прогиба возрастает до сложных линейных и брахиальных складок в палеогеновых и меловых отложениях вблизи его южной границы с мегазоной Большого Кавказа. В южном борту прогиба углы наклона слоев меловых пород составляют 50-80⁰. Здесь складки часто опрокинуты в сторону осевой части прогиба и разорваны многочисленными дизъюнктивами, по которым зафиксированы смещения с амплитудой до 150 м. К Индоло-Кубанскому прогибу приурочены 28 нефтяных, 8 газонефтяных и 4 газовых месторождения. Наиболее крупные из них: Ново-Дмитровское, Калужское, Анастасиевское. Юрские отложения залегают на глубине более 5 км.

Терско-Каспийский краевой прогиб примыкает к Минераловодскому поднятию с востока. Внешнее (северное) его крыло, прилегающее к Скифской плите, также пологое, осложненное куполовидными поднятиями. Внутреннее (южное) крыло смято в сложную систему складок в слоях палеогена и неогена. Складки имеют сундучную форму, опрокинуты к северу и разорваны сместителями, падающими на юг. Здесь локализованы Старогрозненская, Новогрозненская и другие нефтеносные структуры.

С юга в Терско-Каспийский прогиб вдается Известняковый Дагестан (по Н.С.Шатскому «Дагестанский клин»). Последний сложен карбонатными толщами юрского и мелового возраста, образующими симметричные куполовидные и коробчатые складки с крутыми крыльями.

Стратиграфия. В геологическом строении Индоло-Кубанского прогиба принимают участие отложения юры, мела, палеогена, неогена и антропогена. В южной части прогиба отложения юрской и меловой систем вскрыты скважинами на глубине от 2 до 5 км.

Разрез юры представлен средним и верхним отделами общей мощностью до 1400 м. В составе среднеюрских осадков преобладают глины, аргиллиты, алевриты, алевролиты, песчаники с прослоями известняков. В позднеюрскую эпоху накапливались преимущественно карбонатные отложения.

Меловые отложения Индоло-Кубанского прогиба представлены нижним и верхним отделами. Нижний мел мощностью до 3,5 км представлен всеми ярусами и сложен в основании глыбовыми конгломератами с валунами верхнеюрских известняков, песчаников и глинистых пород. Выше залегают глины, алевролиты, песчаники с прослоями и линзами карбонатных пород.

Верхний мел имеет мощность до 500 м. Он сложен карбонатно-терригенным флишем и известняками. В ритмах флиша чередуются песчаники, алевролиты, глины, мергели и светлые известняки. Толщина ритмов изменяется в пределах 1-5 м. Иногда на границах ритмов встречаются базальные гравелиты и конгломераты, свидетельствующие о перерывах в осадконакоплении.

В краевых прогибах Северного Кавказа палеогеновые отложения залегают на меловых резко несогласно. Датский ярус полностью отсутствует.

В Западно-Кубанском прогибе разрез палеоцена начинается флишевым чередованием песчаников. алевролитов, мергелей и глин. Осадки имеют зеленоватый цвет за счет присутствия глауконита. Выше лежат слюдистые глины, алевролиты и песчаники с валунами меловых и юрских пород.

В эоценовую эпоху произошло крупное опускание территории прогиба, в соответствии с чем снизу вверх увеличивается карбонатность разреза, представленного флишевым переслаиванием светло-зеленых песчаников, алевролитов и мергелей. В основании эоценового флиша залегают конгломераты, гравелиты и песчаники. Верхняя часть эоценового разреза состоит из глин с прослоями алевролитов и мергелей.

Разрез олигоцена состоит из майкопской серии, верхняя часть которой относится к низам миоцена. В основании серии залегает нижнеолигоценовый хадумский горизонт темно-серых и черных битуминозных глин с прослоями алевролитов, песчаников и мергелей мощностью от 30 до 100 м. Породы содержат многочисленные остатки рыб.

Средняя часть майкопской серии сложена базальными конгломератами мощностью до 50 м, на которых лежат слои плотных темно-серых глин и разнозернистых песков общей мощностью до 600 м. С песчаными горизонтами, достигающими по мощности 170 м, связана основная промышленная нефтеносность майкопской серии.

Верхняя часть майкопской серии относится к нижнему миоцену. Она сложена мощной глинистой толщей темно-серого цвета с буроватым оттенком. Эти глины получили название «листоватых», поскольку при выветривании паспадаются на мелкие пластинки. В глинах присутствуют многочисленные стяжения сидерита, а также ярозит, сера, квасцы и гипс. Мощность верхнего майкопа до 400 м. Общая мощность майкопской серии достигает 2000 м.

В Индоло-Кубанском прогибе майкопская серия покрывается нижним миоценом, сложенным мергелями и карбонатными глинами мощностью до 2 м.

Средний миоцен на Кубани имеет мощность до 300 м. В основании его имеется небольшой слой конгломератов. Разрез наращивается зеленовато-серыми песчанистыми глинами с прослоями доломитов и песков. В Западно-Кубанском прогибе общая мощность этих осадков не превышает 200 м, в Терско-Каспийском прогибе достигает 450 м.

Верхний миоцен на юге Западно-Кубанского прогиба сложен мелководными отложениями: песками, конгломератами, известняками-ракушечниками с прослоями глин. К северу осадки становятся более глубоководными.

В Терско-Каспийском прогибе юрские отложения погружены на глубину до

7 000 м. Здесь в среднеюрскую эпоху также накопилась мощная толща морских песчаников, глин и алевролитов. В разрезе верхней юры значительное место занимают пестроцветные песчаники, конгломераты, гипс, ангидрит и каменная соль.

Мел в Терско-Каспийском прогибе сложен глинами, песками, известняками (внизу), глинами, кварцево-глауконитовыми песками и алевролитами (вверху).

Палеоцен образован красными и зелеными мергелями, а эоцен – исключительно мергелями и битуминозными сланцами мощностью до 250 м.

Широко распространены отложения майкопской серии, являющиеся (как и меловые осадки) вместилищами месторождений нефти и газа.

В Терско-Каспийском прогибе средний миоцен более мощный (до 1500 м), по сравнению с Индоло-Кубанским прогибом. Он сложен песчано-глинистой толщей с прослоями мергелей.

В Терско-Каспийском прогибе верхнему миоцену соответствуют глубоководные отложения: голубовато-серые глины с прослоями песков и мергелей мощностью до 2500 м.

Плиоцен Предкавказского краевого прогиба повсюду сложен мелководными осадками: известняками-ракушечниками, песчаниками, конгломератами с прослоями мергелистых глин.

Нефтегазоносность прогибов. На Северном Кавказе имеются две нефтегазоносные провинции, размещенные в пределах России: Азово-Кубанская и Терско-Каспийская.

Азово-Кубанская провинция включает Западно-Кубанскую и Тамань-Керченскую нефтегазоносные области. В Западно-Кубанской нефтегазоносной области находятся Хадыженский, Калужский и Анастасиевско-Краснодарский нефтегазоносные районы. Нефтяные ловушки заливообразной и рукавообразной формы приурочены к майкопской нефтеносной серии, насчитывающей 7 продуктивных пластов. На Кубани в разработке находятся около 20 нефтяных месторождений Наиболее известные из них: Хадыженское, Нефтянское, Кабардинское, Асфальтовая Гора, Широкая Балка, Кура-Цеце, Кутаисское, Арбузы-Апчас. Залежи находятся на глубине до 1000 м.

В Терско-Каспийском прогибе месторождения нефти связаны с юрскими, меловыми и среднемиоценовыми отложениями. Здесь хорошо известны Грозненский и Дагестанский нефтегазоносные районы, для которых характерна многоэтажность нефтяных и газовых залежей. Богатые залежи нефти и газа содержат песчаные отложения майкопской серии. С хадумским горизонтом этой серии связаны крупные месторождения газа в Дагестане: Дагестанские Огни, Дузлак, Хош-Мензил и др. В карагано-чокракских отложениях локализованы Старогрозненское, Октябрьское, Махачкалинское, Избербашское месторождения. Верхнемеловые залежи нефти находятся в Малгобек-Вознесенском, Карабулак-Ачалукском, Хаян-Кортовском, Старогрозненском, Октябрьском и других месторождениях. В нижнемеловых толщах находятся залежи месторождения Датых, в юрских – Заманкул.

МЕГАЗОНА БОЛЬШОГО КАВКАЗА

Мегазона Большого Кавказа отделяется от эпигерцинской Скифской плиты глубоким Предкавказским краевым прогибом. Тектоническая структура Б.Кавказа очень сложна. Она состоит из выступов основания и более молодых складчатых комплексов, размещенных в вытянутых с запада северо-запада на восток юго-восток антиклинориях, кулисообразно чередующихся по простиранию. Антиклинории соприкасаются друг с другом по зонам глубинных разломов, которые разделяют мегазону Большого Кавказа на несколько опущенных и приподнятых участков. Наиболее приподнятый – центральный участок (Центральный Кавказ). В северных частях блоковых структур широко развиты крутые, а в южных – пологие чешуйчатые надвиги.

Тектоника и стратиграфия. Большой Кавказ в пределах России подразделяется на три главных зоны: зону северного склона (Лабино-Малкинскую), зону Передового хребта и зону Главного хребта.

На северо-западе структуры Главного хребта перекрыты флишевой зоной, а на юго-востоке – сланцевой зоной и зоной известнякового Дагестана.

Зона северного склона занимает пологий северный склон Большого Кавказа, а также расположенные южнее Пастбищный и Скалистый хребты. На западе и востоке зона ограничена флексурно-разломными зонами. Сложена она в основном отложениями верхней юры – плиоцена, образующими пологую Северокавказскую моноклиналь, которая несогласно подстилается рифей-палеозойскими образованиями. Основание разреза моноклинали слагают доломитизированные известняки мальма – валанжина. Выше залегают песчаники, глины и ракушечники готерива – альба, мелоподобные известняки и мергели турона – сенона. Завершают разрез мергели и карбонатные глины палеоцена – эоцена с богатой фауной фораминифер («фораминиферовые слои»). Возле Кавказских Минеральных Вод Северо-Кавказская моноклиналь прорвана небольшими телами гранит-порфиров и граносиенит-порфиров миоцен-плиоценового возраста (гг.Бештау, Машук, Железная и др.), приуроченными к субширотному Черкесскому разлому. На севере моноклиналь сложена глинами майкопской серии олигоцена – миоцена и мелководной акчагыльской свитой плиоцена.

Юрская толща Северокавказской моноклинали несогласно залегает на палеозойских и более древних образованиях, обнажающихся в южной части Северокавказской моноклинали. Здесь разрез верхнерифейско-палеозойских образований состоит (снизу вверх) из: гнейсов и кристаллических сланцев чегемской свиты (870 млн лет по К – Аr методу) и зеленых сланцев хасаутской свиты с акритархами верхнего рифея. На хасаутской свите трансгрессивно залегают неметаморфизованные молассоиды урлешской свиты, возраст которой трактуется разными исследователями в рамках от кембрия до силура. Разрез наращивают аргиллиты с прослоями известняков с фауной верхнего силура. Среди силурийских отложений имеются тела серпентинизированных ультрабазитов палеозойсклго возраста (Беденский массив), слагающих аллохтонные пластины с тектоническими контактами. Весь рифейско – палеозойский разрез прорван гнейсовидными гранитами раннего палеозоя и «красными гранитами» позднего палеозоя. На размытой поверхности гранитов в верховьях Малки залегают базальные горизонты меловых осадков.

По мнению Е.Е.Милановского (1996), Лабино-Малкинская зона представляет собой южный участок Скифской плиты, вовлеченный в сводовое поднятие Большого Кавказа. В результате этого юрско-палеогеновый чехол плиты приобрел здесь пологомоноклинальное залегание.

Зона Передового хребта представляет собой горст, приподнятый по отношению к зоне северного склона и зоне Главного хребта. Она отделена от последних крупными разломами, южный из которых носит название Пшекиш-Тырныаузского. На участке между реками Кубань и Ардон выходят кристаллические сланцы докембрия. Эта структура является сложным аллохтоном, перемещенным в северном направлении, где глинистые сланцы с граптолитами силура залегают на турнейских известняках (Хаин, 1984). Среди силурийских образований присутствуют породы офиолитовой ассоциации, а также плагиогранитоиды и метаморфические сланцы, перемещенные из зоны Главного хребта. Аллохтон подстилается островодужной осадочно-вулканогенной толщей среднего-верхнего девона, лежащей на терригенно-карбонатных ассоциация шельфа и континентального склона. Аллохтон запечатан сероцветной угленосной молассой серпухова – верхнего карбона. Разрез завершается красноцветной грубообломочной толщей перми и триаса. Молассовые толщи слагают наложенные грабен-синклинальные структуры.

Таким образом, обе охарактеризованные зоны первоначально принадлежали эпигерцинской платформе, а в неогене были втянуты в общее воздымание Большого Кавказа (Хаин,1984).

Зона Главного хребта на севере граничит с зоной Передового хребта по крупному Пшекиш-Тырныаузскому разлому. Эта зона, как и зона Передового хребта, является аллохтоном. Основание его представлено метаморфической толщей – слюдяными сланцами и парагнейсами докембрийского возраста (данные рубидий – стронциевого метода). Выше залегают парагнейсы, амфиболиты, кварц-слюдяные сланцы и мраморы палеозоя с криноидеями. Среди этой палеозойской серии развиты разобщенные реликты офиолитовой ассоциации – габброиды и ультрабазиты, а также тела плагиогранитолидов. Палеозойская толща насыщена гранитными телами позднепалеозойского возраста и разбита разломами на отдельные чешуи, разделенные узкими синклиналями, сложенными сланцево-диабазовой ассоциацией лейаса – аалена. Во многих участках на северные крылья синклиналей надвинуты палеозойские толщи. Возраст надвигов послеааленский, доверхнеюрский.

К северо-западу от Центрального Кавказа происходит погружение доальпийского складчатого основания Большого Кавказа. Здесь в осевой части Гойтхского антиклинория, обнажаются черносланцевые и флишевые толщи нижней и средней юры и мела, сложенные в складки.

Еще западнее Большой Кавказ погружается под олигоцен-четвертичную молассу Керченско-Таманского поперечного прогиба.

Магматизм. В Главном хребте выделяются гранитоиды, слагающие крупные тела, сопряженные с зонами регионального метаморфизма, представленными мигматитами и гнейсами. В верхней части этой гранитно-метаморфической серии встречены тела ультрабазитов, габброидов и плагиогранитоидов, представляющих собой (по мнению В.Е.Хаина) разобщенные части офиолитовой пластины.

На северном склоне Главного хребта известны крупные многофазные гранитоидные интрузивы, состоящие из диоритов, гранодиоритов, микроклиновых гранитов, двуслюдяных и аляскитовых гранитов с жильными отщеплениями в виде керсантитов, спессартитов, пегматитов и аплитов. С ними связан интенсивный калиевый метасоматоз вмещающих пород. Возраст их среднепалеозойский.

В Передовом хребте, в бассейнах рр. Кяфар и Кяфар-Агур, на островодужной ассоциации среднего - верхнего девона и турне залегает сложный аллохтон, представленный офиолитовой ассоциацией, включающей комплекс пород от ультраосновных до кислых. В нижней части аллохтонной пластины залегают серпентинизированные ультрабазиты, габбро-амфиболиты и метаморфизованные до (зеленых сланцев) базальты. Верхнюю часть разреза слагают биотитовые гранито-гнейсы, диорито-гнейсы, плагиогранито-гнейсы, образованные, по-видимому, за счет глубокого метаморфического и ультраметаморфического преобразования офиолитов, переходящего в анатексис. По мнению В.Е.Хаина, покровная пластина была перемещена с юга на север в послетурнейско-предсерпуховское время. Альпинотипные ультрабазитовые тела иногда достигают значительных размеров (Нижнетебердинский, Малкинский массивы).

В зоне Передового хребта значительное распространение имеют небольшие (0,5 – 15 км²) гипабиссальные интрузивные тела с абсолютным возрастом 370 – 360 млн лет. Они сложены серией пород от диоритов до альбит-олигоклазовых гранитов. Жильная серия представлена аплитами и пегматитами.

Наиболее поздние интрузии Передового хребта образуют небольшие штокообразные тела малых глубин становления площадью 1 – 2 км², сложенные диоритами, сиенитами гранодиоритами, гранит-порфирами, граносиенит-порфирами. Они прорывают отложения нижнего карбона. Абсолютный возраст их 255 – 245 млн лет.

На северном склоне Большого Кавказа в Лабино-Малкинской зоне известно множество интрузий «красных» гранитоидов, обнажающихся по рекам: Тызыл, Малка, Индыш-Артыкол, Индыш-Аманкол, Б.Лаба, Сахрай, Белая. К ним относятся Малкинский, Даховский, Эшкаконский и другие массивы малых глубин формирования. Возраст их позднепалеозойский (250 – 300 млн лет по К-Аr методу). Они прорывают аллохтонные пластины серпентинизированных ультрабазитов и трансгрессивно перекрываются триасовыми и юрскими отложениями. Наиболее хорошо изучен Даховский гипабиссальный массив. Вмещающими породами для него являются метаморфические сланцы докембрия и нижнего палеозоя. Верхняя возрастная граница массива определяется по трансгрессивному налеганию на граниты терригенных пород триаса. Этот контакт можно наблюдать в правом борту р.Белой, где на размытой поверхности гранитов Даховского массива залегают полимиктовые конгломераты триаса, содержащие обильную гальку гранитов.

В Лабино-Малкинской зоне развиты мощные толщи основных и кислых лав нижнего - среднего девона.

На северном склоне Центрального Кавказа (Лабино-Малкинская зона) распространены гипабиссальные гранитоидные тела штокообразной формы. Размер их в плане не превышает 4 км². Они образуют цепочки, приуроченные к разломам. В составе этих интрузий присутствует сложная серия пород, включающая диориты, монцониты, сиенитодиориты, гранодиориты и граниты. Значения абсолютного возраста (140 – 80 млн лет) свидетельствуют о меловом возрасте этих интрузий.

Интенсивная магматическая деятельность происходила на Б.Кавказе и в кайнозое. Она была сосредоточена в отдельных районах, где работали вулканы центрального типа. Так, в районе г.Эльбрус (западная часть Центрального Кавказа) кислые лавы, пирокласты и игнимбриты, а также экструзии и гипабиссальные тела образуют единую вулкано-интрузивную ассоциацию. В районе Минеральных Вод имеется группа гипабиссальных лакколитов миоцен-плиоценового возраста, приуроченных к к пересечению субширотным Черкесским разломом поперечного поднятия и сложенных гранит-порфирами, граносиенит-порфирами и сиенит-порфирами. В рельефе они выражены горами: Бештау, Железная, Змейка, Кинжал и др. Абсолютный возраст этих интрузий 30 - 12 млн лет.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Полезные ископаемые Большого Кавказа. В Лабино-Малкинской зоне известно Малкинское месторождение железных руд остаточного генезиса, связанное с корой выветривания палеозойского серпентинитового массива.

К вулканическим толщам девона приурочены медноколчеданные месторождения Уруп, Худес, расположенные в зоне Передового хребта.

Тырныаузское месторождение молидена и вольфрама связано с позднекайнозойским гранитным массивом на Северном Кавказе.

С позднепалеозойскими гранитоидами Лабино-Малкинской зоны связаны полиметаллические месторождения (Эльбрусское и дру.).

С вулканогенно-осадочными толщами нижней-средней юры в осевой зоне Волсточного Кавказа и Центрального Кавказа связаны полиметаллические месторождения (Филизичай, Садон).

Из нерудных месторождений наиболее важными являются мергели верхнего мела в районе Новороссийска.

Угольные залежи приурочены к отложениям среднего-верхнего карбона в зоне Передового хребта, а также к отложениям лейаса-аалена на Северном Кавказе.

В Западно-Кубанском прогибе месторождения нефти связаны с отложениями палеогена и миоцена (Майкопское, Хадыженское, Анастасиево-Троицкое). В Терско-Сунженском и Дагестанском районах Терского прогиба – с юрскими, меловыми и среднемиоценовыми отложениями.

КРАЕВЫЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОЯСА