СОСТАВ, СТРОЕНИЕ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
Федеральное государственное автономное образовательное
учреждение высшего образования
«ЮЖНЫЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»
Институт наук о Земле
Кафедра минералогии и петрографии
Илларионов Игорь Сергеевич
СОСТАВ, СТРОЕНИЕ
И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
ГРАНИТОИДОВ
ДАХОВСКОГО КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО МАССИВА
(ЗАПАДНЫЙ КАВКАЗ)
ВЫПУСКНАЯ КВАЛИФИКАЦИОННАЯ РАБОТА
по направлению подготовки 020700 – Геология.
Квалификация бакалавр
Научный руководитель:
д. г.-м.н., проф. Хардиков Александр Эдуардович
Ростов-на-Дону – 2015
1
УТВЕРЖДАЮ
Зав. кафедрой
___________________________
«______»_____________201 г.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ЗАДАНИЕ
на выпускную квалификационную работу
студенту __Илларионову Игорю Сергеевичу
(Ф.И.О. полностью)
Тема «Состав, строение и условия образования гранитоидов Даховского кристаллического массива (Западный Кавказ).
Исходные данные 1. Фондовые и опубликованные материалы по геологическому строению территории Республики Адыгея. 2. Полевые материалы
(геологическое описание, образцы, пробы). 3. Результаты петрографического
описания петротипов, участвующих в строении Даховского кристаллического массива.
Геологическое обоснование постановки работ Необходимость изучения условий образования гранитоидов Даховского кристаллического массива с целью научного прогнозирования комплекса полезных ископаемых, связанных
с гранитными интрузиями.
Основные задачи и методы их решения 1. Анализ геологического строения
территории. 2. Полевые наблюдения и опробование петротипов, участвующих в строении Даховского кристаллического массива.
3.
Петрографическое описание шлифов гранитоидов Даховского массива.
Ожидаемые результаты Будет изучен состав и охарактеризованы условия образования Даховского кристаллического массива.
Приложения
_________________________________________________________________
_____________________________________________________________________________
_____________________________________________________________________________
_____________________________________________________________________________
Тема утверждена приказом по ЮФУ № _4717_ от «_27_»_апреля_ 2015 г.
Дата выдачи задания 23 октября 2014 г._
Срок представления дипломного проекта 27 мая 2015 г.__
Научный руководитель _____________________________
2
СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ
4
1. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ
6
2. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
10
3. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ТЕРРИТОРИИ
13
3.1 Тектоника
13
3.2 Магматизм
21
4. ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ГРАНИТОИДОВ ДАХОВСКОГО МАССИВА
24
5. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ДАХОВСКОГО МАССИВА
45
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
49
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
52
3
ВВЕДЕНИЕ
Изучение строения, состава и условий образования Даховского кристаллического массива является целью выпускной квалификационной работы, достижение которой весьма актуально, поскольку с такими крупными и
разнородными массивами гранитоидов, как правило, связан широкий комплекс полезных ископаемых.
В основу выпускной квалификационной работы положен материал, собранный автором в 2014 году в ходе преддипломной практики, которая проходила на базе практик Института наук о Земле «Белая речка». (Республика
Адыгея)
В широтном направлении территория Республики Адыгея вытянута на
165 км, в меридиональном – на 208 км. Высотные отметки ее варьируют от
10-12 метров над уровнем моря в северной части равнины, до 3238 м на юге,
на высокогорном Главном Кавказском хребте.
В орографическом отношении равнинная Адыгея принадлежит АзовоКубанской низменности, а горная – западной Абхазско-Кубанской половине
Центрального Кавказа и лишь Лагонакское нагорье относится к СевероЗападному Причерноморскому Кавказу.
Гидросеть описываемой территории принадлежит исключительно бассейну р. Кубани. Все ее притоки, в том числе протекающие по Адыгее, впадают в Кубань только слева, образуя односторонний бассейн питания, охватывающий треть северного склона Большого Кавказа. Дугообразные притоки
Кубани (Лаба, Белая, Пшиш и др.) образуют параллельный тип гидросети.
Многообразие и ярусность географических ландшафтов взаимообусловлены разнообразием составляющих их компонентов: рельефа, горных
пород, вод, почвенных покровов, климата, растительных и животных сообществ.
4
Климат, умеренно-теплый и влажный, сходный с морским, и литология
пород субстрата способствует развитию серых лесных дерново-карбонатных
почв и широколиственных лесов.
Для достижения поставленной цели решались следующие задачи: 1)
анализ геологического строения территории; 2) описание Даховского массива
и петрографическое изучение петротипов, участвующих в его строении; 3)
характеристика условий образования Даховского массива.
В петрографической лаборатории Института наук о Земле было описано 25 шлифов магматических пород, входящих в состав Даховского массива.
Выпускная квалификационная работа объемом 53 страницы состоит из
введения, пяти разделов, заключения и списка использованных источников,
насчитывающего 14 наименований.
Автор выражает благодарность своему научному руководителю, профессору кафедры минералогии и петрографии Института наук о Земле ЮФУ
за всестороннюю помощь при написании работы и подготовке ее к защите.
5
1. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ
Системное изучение геологического строения территории и её минерагенического потенциала начато в 50-е годы XX века в связи с развёрнутыми
на Большом Кавказе геологосъёмочными работами: Даховско-Баракаевская
площадь, проведена под руководством Д.И. Выдрина, В.Г Рихтера, С.Л. Бызовой. Проведено стратиграфическое расчленение триасовых В.И. Славиным,
З.П. Едигаряном, К.О. Ростовцевым и юрских толщ К.О. Ростовцевым, Н.В.
Безносовым, В.П. Казаковой. В 1957г. Центральной спецпартией СКГУ проводились поиски урана в долине р. Белой у пос. Каменномостского. В центральной части Даховского гранитного массива в 1955 г. Г.Ф. Виноградовым
проведены поисковые работы на граниты как облицовочный материал. В
1952-53 гг. проведены поисково-разведочные работы на молибден и вольфрам в районе Блыбского шеелитового месторождения. В 1953 г. С.И. Куликовым составлен схематический очерк металлогении Сев.-Зап. Кавказа; в 1955
г. обобщены результаты региональных поисково-ревизионных работ на редкие и рассеянные металлы на территории Сев. Кавказа.
С 1966 года начаты работы Поисково-ревизионной партии по золоту
под руководством П.В. Прокуронова.
Систематизация и анализ металлогенических исследований по Сев.
Кавказу проведены В.И. Смирновым.
В 1959-61 годах в бассейнах рек Лаба и Белой работала Цахвойская поисковая партия Краснодарской экспедиции. В 1961 г. на Даховской и мезмайской площадях были проведены поисковые работы на полиметаллы. В
1959г. на Даховском массиве обнаружена аномалия с очень высокой интенсивностью радиоактивного излучения, в результате были обнаружены 16
урановых рудопроявлений в 1960-1961 гг.
На выявленных участках локализации урановых рудопроявлений с
1962 по 1967 гг. работала специализированная партия №99 (В.Г. Буторин,
6
Н.П. Созинов, А,Т. Васильев, С.Г. Григоров, В.М. Меньков). Были открыты
урановые рудопроявления с сопутствующей арсенидно-никелевой минерализацией и Даховское урановое месторождение. Открытие баритового месторождения Белореченское.
В 1963-1965 гг. комплексные поисковые работы в долинах р. Белой и
Лаба продолжены Маркопиджской поисковой партией, возглавленные Н.П.
Шпортом. Обнаружено Блыбское и Загеданское апатитовое рудопроявления,
Сахрайско вольфрамо-мышьяковое рудопроявление. Поисковые работы на
Сахрайском рудопроявлении были проведены в 1982-1984 гг. В 1966г. на
территории массива были проведены и специализированные поиски урановых руд. В 1967 г. Н. П. Шпортом был проведен сбор новых материалов по
молибденовым рудопроявлениям Даховского и Шибабинского массивов,
проведено обследование молибденовых и висмутовых рудопроявлений.
Причиной изучения ртутного оруденения Верхне-Сахрайской площади
послужили результаты, проведенного в 1964 г. в бассейне руч. Сахрай детального шлихового опробования с целью выявления шлиховых ореолов рассеяния киновари. Изучение ртутного оруденения Верхне-Сахрайской площади в 1968 г. привило к выводам о генетической связи коренной ртутной минерализации с кальцитовой.
Изучение молибден-висмутовых рудопроявлений Шибабинского массива в середине 1960-х годов было проведено редкометалльной партией тематической экспедиции СКГУ.
Работы, связанные с магматизмом, Г.Д. Афанасьева, 1958г. В 1962 г.
начала работу Кольцовская экспедиция. В ходе этих работ была составлена
геологическая карта массива (ДКМ), проведено описание гранитоидов. Более
пристально внимание гранитоидам массива было уделено в диссертации В.П.
Чаицкого. В.А. Усиковым проведено изучение акцессорных минералов в гранитоидных массивах Сев. Кавказа.
7
Работы по созданию металлогенических и прогнозных карт рудных ПИ
Черницына и др. 1971 г. монография «Металлогенические зоны Центрального и Сев-Зап. Кавказа».
В период 1971-1975 гг. в пределах Сев. Кавказа проводились работы по
созданию прогнозно-металлогенических карт. В 1977-1979 гг. М.В. Григоренко с соавторами составлен I том «Сев. Кавказ». В середине 60-х годов
Г.И. Баранов указал на существование пологопадающих разрывных нарушений впервые, высказав предположение об аллохтонном залегании некоторых
метаморфических серий Передового хребта. В 1974 г. Греков И.И., Кропачев
С.М. и др. выделили Марухский покров и в его составе несколько пластин. В
этом же году Баранов Г.И. и Греков И.И. описали Ацгаринский тектонический покров. В 1977 г. Баранов Г.И. и др. составили карты магматизма и метатаморфизма Сев. Кавказа.
В 1973 г. в северо-западной части Сахрайского массива проведены общие поиски вольфрамового оруденения. В 1977-1981 гг. спецотряд ЦГСЭ на
участке «Сибирь» Даховского массива проводил детализационно-оценочные
работы. В 1979-1984 гг. Губской геологосъёмочной партией, проведена геологическая съемка 1:50000 масштаба.
В 1980-1981 гг. на Сахрайском массиве Белореченской партией проводились поиски баритового оруденения. В 1988-1989 гг. предпроектная подготовка поисков молибден-вольфрамового оруденения на Даховском гранитном массиве, в 1990 г. начаты детализационно-оценочные работы на Белореченской площади.
В 1987-91 гг. Дотдуевым С.И., Барановым Г.И. и др были выполнены
контрольно-методические работы на территории Сев. Кавказа, в 1998 г. Ермаковым В.А. и др. завершено составление легенды Кавказской серии листов
гос. геологической карты, в 1999г. ФГУП «Кавказгеолсъёмка» издан Геологический атлас Сев. Кавказа. В 1995-2000-х гг. проведены работы по геологическому доизучению масштаба 1:200000. Публиковались результаты работ
в области уточнения стратиграфических схем.
8
Новые результаты абсолютного датирования кристаллических комплексов с применением современного аналитического оборудования. Получены выводы о формировании метапород Даховского поднятия в условиях
высокобарического метаморфизма, указывающие на их формирование в условиях палеозойской субдукции, данные об особенностях акцессориев гранитоидов, специфике метасоматических процессов в зонах крупных разломов.
Монография 2005 г. Ю.О. Гаврилова «Динамика формирования юрского
терригенного комплекса Большого Кавказа».
Новые данные о минеральном составе и факторах локализации молибденового оруденения опубликованы Ю.В. Поповым и О.Е. Пустовит в 2010,
2011 гг. Изучены общие закономерности распределения естественных радионуклидов в породах, в том числе с целью оценки минерального сырья в соответствии с нормами радиационной безопасности.
Горные выработки Белореченского месторождения послужили полигоном для изучения закономерностей миграции и осаждения тяжелых металлов
в природно-техногенных системах, закономерностей современного гипергенного минералообразования в горных выработках.
9
2. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
Для петрографического изучения магматических пород при полевых
исследованиях параллельно со сбором образцов, отражающих изменение состава пород, слагающих интрузии, эффузивные толщи и т. п., берут специальные кусочки для изготовления шлифов. Соответственно поставленным
задачам камеральную обработку производят двумя способами: 1) описывают
каждый шлиф на отдельной карточке и затем составляют общую характеристику группы; 2) сразу составляют описание группы.
Первый способ используют, когда хотят установить тонкие различия в
структурах и составе изучаемых пород (обычно серий пород). При таких
описаниях непременно отмечают количественные соотношения минералов,
изменение их форм и взаимного расположения, распределение акцессорных
минералов, характер вторичных изменений и т. п. На основании карточек по
отдельным шлифам нетрудно составить полную петрографическую характеристику соответствующих групп пород, в каждой из которых приводят точные оптические константы породообразующих минералов, количественный
состав и другие особенности.
Групповое описание пород начинают с просмотра шлифов и предварительного разделения пород на группы по самым общим признакам минерального состава и структуры, обращая внимание на зернистость, распределение
минералов, меняющиеся морфологическое и количественное соотношения
между ними.
До просмотра шлифов составляют описание внешнего облака пород,
отмечая цвет, зернистость, структуру, текстуру и т. п. Затем выбирают такой
шлиф, который наиболее полно отражает характерные особенности состава и
строения данной разновидности породы (опорный шлиф).
Этот шлиф описывают подробно, придерживаясь в общем предлагаемых ниже планов. При изучении остальных сходных шлифов отмечают только те особенности минерального состава и структуры, которые отсутствовали
10
в опорном шлифе, — изменение констант минералов, их соотношений и распределения, появление новых второстепенных и вторичных минералов и т. и.
Общее описание шлифов одной группы пород составляют по-разному в
зависимости от целей исследования. В одних случаях устанавливаемые особенности минерального состава сразу же включают в описание каждого минерала. Например, после описания плагиоклаза в типичном шлифе диорита
отмечают, что по направлению к контакту более четко проявляется зональность и несколько увеличивается основность плагиоклаза. Аналогично отмечают изменения свойств, а соответственно и составов других минералов —
увеличение или уменьшение железистости биотита и т. п.
В других случаях сначала приводят описание характерного шлифа, а
затем отмечают изменения в общих особенностях породы в целом. Например, отмечают, что в диоритах по направлению к контактам увеличиваются
содержание темноцветного минерала и основность плагиоклаза, структура
становится порфировидной и т. п.
Естественно, что для составления правильной петрографической характеристики пород количество необходимых для описания шлифов в зависимости от структуры, текстуры и зернистости будет разным. Так, мелкозернистые породы (с величиной зерен не более 1мм) можно достаточно точно охарактеризовать описанием 1—2 шлифов, а для крупнозернистых пород необходимо описать от 3 до 5 шлифов.
При изучении пород с порфировыми и порфировидными структурами,
а также пирокластических пород рекомендуется, во-первых, изготовлять несколько шлифов из различных частей одного штуфа (образца) и, во-вторых,
сочетать макро- и микроскопическое описание. В противном случае отдельные вкрапленники или обломки могут не попасть в шлиф и останутся неопределенными, что отразится на правильности диагностики пород.
План описания глубинных пород
1. Название породы (устанавливается по количественному соотношению главных минералов).
11
2. Структура (дается название и отмечается, чем она обусловлена; если
определенное название структуре дать невозможно, то приводится подробное
описание форм минералов и соотношений между ними).
3. Главные минералы (перечисляются минералы с указанием их содержания, обычно в объемных процентах).
4. Второстепенные минералы (перечисляются минералы с указанием их
содержания).
5. Вторичные минералы (перечисляются минералы с указанием общего
количества или количества каждого минерала, если они составляют существенную часть породы).
6. Описание каждого главного и второстепенного минерала с указанием всех оптических констант, определенных на плоском столике и измеренных федоровским методом. При описании вторичных минералов обязательно
указывают, по какому первичному минералу они образовались, характер распределения их по площади минерала или в трешниках, соотношение оптической ориентировки с ориентировкой первичного минерала.
12
3. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ТЕРРИТОРИИ
Благодаря географическому положению от наиболее низменных частей
равнины на севере до высокогорья на юге, меридиональной вытянутости и
секущему положению поперек геологических структур Предкавказья и
Большого Кавказа в пределах Адыгеи обнажаются стратиграфические подразделения от современных рыхлых осадков, до верхнепротерозойских глубоко метаморфизованных (рис. 3.1). Учитывая цель работы, в данном разделе
внимание уделяется тектоническому районированию территории и распространенным здесь магматическим образованиям (Баранов, Греков, 1982; Богатиков, 1988; Большой Кавказ…, 2007; Геология…, 1976; Грановский, 1995;
Грановский, Грановская, 2005; Греков, Пруцкий, 2000; Корсаков, 2006; Ломизе и др., 1980; Милановский, Хаин, 1963; Расцветаев, 1987; Ростовцев и др,
1992).
3.1. Тектоника
В тектоническом отношении район исследований находится в пределах
зоны Передового хребта мегантиклинория Большого Кавказа (рис. 3.2).
В составе этой зоны В.Н. Робинсон различал блоки, принадлежащие
собственно Передовому хребту (Сахрайско-Блыбский), и Промежуточной
зоне (Пшекиш-Бамбакский). Северной ее границей является полоса непрерывного распространения ранне-среднеюрских слабо дислоцированных отложений с выходами протерозойских метаморфитов и ультрамафитов, а также палеозойских гранитов в эрозионных окнах. За южную границу принимается Уруштенский разлом. В пределах зоны выделяются Сахрайско-Блыбская
горст-антиклиналь, Руфабгинское поднятие, Даховский горст, Гутская грабен-синклиналь,
Дудугушская
грабен-синклиналь,
Пшекиш-бамбакский
горст.
Сахрайско-Блыбская горст-антиклиналь сложена триасовыми отложениями всех трех отделов. Антиклиналь асимметрична, у нее пологое северо13
восточное крыло, пологое периклинальное замыкание и крутое юго-западное,
вероятно, осложненное надвигом. В ядре, в связи с ундуляцией сдвинутого к
крутому крылу шарнира, появляются то палеозойские гранитоиды и черносланцевые породы, вероятно девона, то протерозойские кристаллические
сланцы армовской и балканской свит, то протерозойские офиолиты Тхачского серпентинитового массива. Нижнетриасовые базальные слои ложатся на
размытую поверхность всех перечисленных протерозойско-палеозойских образований. Горст-антиклиналь осложнена продольными и диагональными
разрывами. Один из них (северный) приводит в соприкосновение антиклиналь с участком пологого синклинального залегания верхнего триаса с ранней юрой в мульде.
14
рис 3.1. Геолого-структурная схема территории исследования:
1 — четвертичные образования; структурные комплексы: 2 — неоген-четвертичный,
3 — келловей-эоценовый, 4 — нижнесреднеюрский, 5 — триасовый, 6 — палеозойский,
7 — рифей-вендский; магматические образования: 8 — гранодиориты лабинского комплекса, (C1), 9 — граниты малкинского комплекса (С2-Р1), 10 — серпентиниты (PR2-PZ2);
11 — разломы: Ч — Черкесский, Сх — Сахрайский, Нт — Новотиторовский, Ц — Центральный, С — Северный, X — Хамышанский, М — Молибденовый; тектонические
структуры: I — Северо-Кавказская моноклиналь, II — Руфабгинский выступ,
III — Сахрайский выступ, IV — Даховский горст, V — Гудский прогиб,
VI — Дудугушский прогиб, VII — Лаганакская складчато-глыбовая зона; основные полезные ископаемые: 12 — месторождение барита, 13 — рудопроявления молибдена (Мо),
вольфрама (W), золота (Аu); 14— месторождения известняков; 15— месторождения гипса
15
рис. 3.2. Схема тектонического районирования.
16
Гутская грабен-синклиналь, сложенная нижне-среднеюрскими отложениями, располагается между Сахрайско-Блыбской и Руфабгинской горстантиклиналями на северо-востоке и Даховским горстом на юго-западе. Открытая на севере и треугольная в плане синклиналь плавно сливается с пологой Лабино-Малкинской зоной. Южное ее окончание, зажатое между разломами предельно сужается и почти выклинивается, сливаясь в одну отрицательную синформу с Дудугушской грабен-синклиналью. От СахрайскоБлыбской горст-антиклинали Гутская структура отделяется предположительным Кунским разломом (вероятно, надвигом), от Даховского горста –
Сюкским. На северо-западе в верховье р. Догуако Гутская грабен-синклиналь
скрывается под плащем верхнеюрских известняков.
Дудугушская грабен-синклиналь отделена Северным разломом от Даховского и Сахрайско-Блыбского и Хамышинским от расположенного южнее
Пшекиш-Бамбакского горстов. Главной ее структурной единицей является
Дудугушская синклиналь, расширенная на северо-западе, где она перекрыта
горизонтальной верхней юрой, и суженная на юго-востоке, сливающаяся с
таким же окончанием Гутской грабен-синклинали. Дудугушская синклиналь
выполнена нижнеюрскими – ааленскими глинистыми толщами, несогласно
перекрытыми байос-батскими песчанистыми отложениями, которые в свою
очередь дислоцированы и несогласно перекрыты келловеем.
Пшекиш-Бамбакский горст возвышается в рельефе над соседними зонами и ограничен с севера Хамышинским, а с юга – Уруштенским и его продолжением – промежуточными разломами с крутыми близвертикальными
сбрасывателями.
Руфабгинское поднятие возникло в результате ундуляции шарнира
Сахрайско-Блыбской горст-антиклинали. Здесь дислоцированные триасовые
слои образуют горст-антиклинальную (Руфабгинскую) складку кавказского
простирания с гранодиоритами в ядре. Северо-западным продолжением Руфабгинско-Сахрайско-Блыбской ветви зоны Передового хребта считается по17
яс гранитоидных массивов и сопряженных с ними метаморфитов Адыгейского выступа и продолжающего его Каневско-Березанского вала.
Даховский горст ограничен с северо-востока Сюковским, а с югозапада – Северным (Даховским) и рассечен вдоль Сибирским и Центральным
разломами кавказской ориентировки. Серией поперечных антикавказских
разломов он разбит на приподнятые и опущенные блоки (с северо-запада на
юго-восток): Догуакский выступ, Белореченская впадина, Сюковский выступ
и Гошская впадина. Он сложен протерозойскими метаморфитами, а в его ядре расположены более молодые палеозойские гранитоиды, перекрытые с
размывом на северо-западном фланге верхнее-триасовыми отложениями. Даховский гранитно-метаморфический блок резко выделяется своим островершинным и ущелистым альпийским рельефом. Он возвышается над широкими
и пологими Даховской и Хамышинской депрессиями, выработанными в юрских глинистых породах р. Белой. В пределах горста река образовала узкое и
глубокое ущелье, называемое «Гранитный каньон» (рис. 3.3. и рис. 3.4.).
В сложении горста участвуют несколько структурных этажей. Нижний
протерозойский, либо нижнепалеозойский, этаж составляют метаморфические сланцы ацгаринской свиты с субсогласными пластовыми залежами диоритов и габбро-диоритов. Ацгаринские метаморфиты сосредоточены в основном вдоль Хамышинского разлома, где по тектоническим контактам
взбросо-надвигового типа контактируют с линзами вулканогенного, существенно базальтового среднего девона, обнаженного в левом борту р. Киши.
Это породы вышележащего структурного этажа, на соседних с востока площадях представленные комплексом эвгеосинклинальных формаций девонского возраста – снизу вверх: аспидной, спилито-кератофировой и карбонатно-терригенной формациями большой мощности, часто дислоцированными и
метаморфизованными в зеленосланцевой, реже эпидот-амфиболитовой фации.
В структуре полигона можно выделить несколько этажей, соответствующих тектоническим этапам развития территории и отделенных один от
18
другого региональными несогласиями. Раннесреднепалеозойский структурный этаж сложен метаморфическими сланцами, амфиболитами, гнейсами
раннего палеозоя, которые интенсивно дислоцированы и прорваны интрузиями лабинского и малкинского комплексов палеозойских гранитоидов. Породы этого этажа слагают горстообразные поднятия Даховской, Шибабинской,
Сахрайской
и
Руфабгинской
структур.
Среднекаменноугольно-
пермский структурный этаж сложен молассовыми отложениями среднего
карбона, пестроцветными карбонатно-терригенными породами перми. Они
выполняют межгорные прогибы Белореченской впадины зоны Передового
хребта и располагаются на крайнем юге района за пределами учебного полигона. Оба описанных выше этажа являются «комплексом основания» или
«доюрским фундаментом» Скифской платформы.
рис. 3.3. Гранитный каньон реки Белая.
19
Рис. 3.4. Гранитный каньон реки Белая.
20
3.2. Магматизм
Наиболее крупный Даховский массив приурочен к одноименному горсту. Сахрайский массив обнажается в небольшом эрозионном окне среди несогласно перекрывающих его триасовых осадков внутри СахрайскоБлыбской горст-антиклинали. И третий выход малкинских гранитоидов, также перекрытых нижним триасом, отмечен в нижней части р. Руфабго, левого
притока р. Белой недалеко от ст. Каменномостской.
В пределах Адыгейского поднятия Скифской плиты аналогичные гранитоидные массивы вскрыты скважинами и оконтурены по сейсмическим
данным на Курджипской, Тульской, Великовечной, Ширванской и Дагестанской нефтеразведочных площадях. Вместе с упомянутыми Даховским, Сахрайским и Руфабгинским выходами эти скрытые массивы образуют близмеридиональную дугообразную (выпуклостью на северо-восток) полосу протяженностью более 100 км, трассирующую свод Адыгейского поперечного
поднятия и его продолжение – Каневско-Березанский вал. Очевидно, само
это валообразное поднятие обусловлено наличием под ним в фундаменте
Скифской плиты консолидированного гранитно-метаморфического пояса.
Наиболее представительный Даховский массив, пересечен р. Белой в 6
км выше устья р. Даха. Площадь его выхода около 10кв.км. Он заключен в
блоке, ограниченном двумя сходящимися на юго-востоке разломами: Центральным (или Сюкским) и Даховским. Судя по размерам скрытых под чехлом Великовечного, Майкопского и Тульского массивов (назовем их так по
населенным пунктам расположенным в их эпицентрах), Даховский, Сахрайский и Руфабгинский выходы гранитоидов можно рассматривать в качестве
фрагментов единого более крупного массива, скрытого под юрскими и триасовыми отложениями. Соотношение всех их с триасовыми и юрскими осадками однотипно – все они перекрываются с размывом нижнетриасовыми
(Сахрайский и Руфабгинский), верхнетриасовыми и юрскими (Даховский)
осадками (рис. 3.5).
21
рис. 3.5. Геологические разрезы Даховского массива.
22
Форма выхода Даховского массива треугольная с заостренно выклинивающейся юго-восточной частью и расширенной северо-западной, где гранитоиды перекрываются норийскими (Т3) и келловейскими (J3) осадками, на
юго-восточном фланге гранитоиды перекрыты бугунджинской свитой (J1).
Продолжением массива на юго-востоке является небольшой Сюкский выход.
На северном фланге гранитоиды имеют активный магматический контакт с
кристаллическими сланцами и амфиболитами балканской свитой протерозоя.
В глубоком каньоне р. Белой вскрывается и южный интрузивный контакт с
кристаллическими сланцами, обрезанными южнее Даховским разломом (название также выбрано неудачно – правильнее бы именовать его Дудугушским). Даховский гранитоидный массив занимает около 80% площади одноименного горста.
23
4. ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ГРАНИТОИДОВ ДАХОВСКОГО
МАССИВА
В составе Даховского массива выделяются следующие петротипы: 1)
мелко-зернистые, иногда порфировидные диориты; 2) кварцевые диориты; 3)
роговообманковые гранодиориты; 4) биотитовые плагиограниты; 5) роговообманково-биотитовые нормальные граниты; 6) лейкократовые граниты; 7)
аплиты и 8) пегматиты.
Порфировидный диорит имеет однородную микротекстуру. Структура мелкозернистая, местами порфировидная. Преобладают измененные зерна
породообразующих минералов. Крупные вкрапленники составляют 30% объема породы, мелкозернистый матрикс – 70%.
Фенокристаллы равномерно и беспорядочно распределены в матриксе
и представлены: 1) идиоморфными (0,4х1; 0,6х1 мм) вкрапленниками андезина (№ 40), слабо серицитизированными и частично замещенными микрокристаллическим кальцитом – 40% от общего количества порфиров (12%
объема породы); 2) гипидиоморфными зернами (1,5х2,5; 1х2; 0,5х1 мм) зонального плагиоклаза (внутренние части кристаллов имеют номер 40 и соссюритизированы, а внешние части слабо имеют номер 25, серицитизированы
и альбитизированы по краям), иногда содержащими микрокристаллические
агрегаты хлорита (пеннина) и кальцита – 24% (9%); 3) удлиненнопризматическими порфировыми вкрапленниками (0,3-0,4х1,2-1,3 мм) опацитизированной обыкновенной роговой обманки, частично замещенной делесситом и кальцитом – 26% (11%).
Матрикс имеет мелкозернистое строение. Он сложен зернами серицитизированного плагиоклаза и роговой обманки (0,03-0,4 мм).
Наблюдается пропилитизация породы, которая выражается в: 1) частичном замещении вкрапленников роговой обманки делесситом и кальцитом,
а также ее опацитизации; 2) деанортитизации (соссюритизации и альби24
тизации по краям) плагиоклаза; 3) частичном замещении плагиоклазов микрокристаллическим кальцитом. Мелкокристаллический матрикс не изменен.
Пропилитизированный порфировидный диорит подвергся последующему слабому околотрещинному кислотному метасоматозу (березитизации),
что выразилось в: 1) слабой серицитизации фенокристаллов плагиоклаза и их
частичной хлоритизации; 2) серицитизации плагиоклаза, слагающего матрикс (рис. 4.1; 4.2).
25
Рис. 4.1. Гипидиоморфнозернистая структура пропилитизированного и слабо березитизированного диорита. Ув. 25
Николи х.
Рис. 4.2. Порфировидная структура диорита. Ув. 20 Николи х.
26
Кварцевый диорит имеет однородную микротекстуру. Структура гипидиоморфно-зернистая (призматически-зернистая) мелкозернистая (0,5-0,9
мм). Резко преобладают не измененные зерна породообразующих минералов.
Главные минералы: 1) андезин (№ 40), образующий призматические,
редко гипидиоморфные слабо соссюритизированные зерна (0,5-0,9 мм) - 50%
объема породы;
2) зональный плагиоклаз (внутренняя зона сложена слабо
соссюритизированным андезином № 45, внешняя – олигоклазом № 25), образующий гипидиоморфные кристаллы (0,6-0,9 мм) - 16%; 3) слабо опацитизированная
обыкновенная
роговая
обманка,
образующая
удлиненно-
призматические кристаллы (0,2-0,4х0,6-0,8 мм) с реакционными каемками
биотита – 25%; 4) кварц в виде изометричных ксеноморфных зерен (0,5-0,6
мм) – 5%. В сумме главные минералы составляют 96% объема породы.
Акцессорные минералы: 1) гематит в виде идиоморфных кристаллов и
илометричных агрегатов (0,07-0,15 мм) – 3%; 2) апатит и циркон (одиночные
кристаллы размером 0,04-0,09 мм) составляют около 1% объема породы.
В породе наблюдаются только автометаморфические изменения, представленные соссюритизацией плагиоклаза и образованием реакционных каемок биотита на кристаллах роговой обманки (рис. 4.3; 4.4).
Роговообманковый гранодиорит имеет однородную микротекстуру.
Структура мелко-среднезернистая (0,3-0,8 мм) гипидиоморфнозернистая.
Резко преобладают зерна не измененных породообразующих минералов (рис.
4.5; 4.6).
Главные минералы: 1) андезин (№ 35), образующий гипидиоморфные и
идиоморфные серицитизированные по трещинам спайности (в виде решетки)
зерна (0,4х0,6; 0,5х0,8 мм), на поверхности которых встречаются пятнистые
агрегаты анкерита – 45% объема породы (рис. 4.7); 2) зональный плагиоклаз
(внутренние зоны имеют № 40 и серицитизированы, внешние зоны имеют №
20 и не серицитизированы), образующий гипидиоморфные и идиоморфные
зерна (0,6х0,8 мм) – 10%; 3) кварц, образующий ксеноморфные изометричные зерна (0,3- 0,5 мм) – 20%; 4) частично замещенная хлоритом, иногда
27
мусковитом и опацитизированная обыкновенная роговая обманка, образующая удлиненно-призматические кристаллы (0,3х0,8 мм) – 15%; 5) пелитизиро-ванный ортоклаз, образующий ксеноморфные изометричные зерна (0,70,8 мм) – 10%.
Акцессорные минералы представлены цирконом, занимающим менее
0,5% объема породы и образующим идиоморфные кристаллы 0,02-0,03 мм).
Все изменения, наблюдаемые на поверхности зерен главных минералов, являются автометаморфическими (рис. 4.8).
28
Рис. 4.3. Мелкозернистая призматически-зернистая структура
кварцевого диорита. Ув. 30 Николи х.
Рис. 4.4. Мелкозернистая призматически-зернистая структура
кварцевого диорита. Ув. 25 Николи х.
29
Рис. 4.5. Гипидиоморфнозернистая структура гранодиорита.
Ув. 35 Николи х.
Рис. 4.6. Гипидиоморфнозернистая структура гранодиорита.
Ув. 20 Николи х.
30
Рис. 4.7. Андезин в гранодиорите. Ув. 65 Николи х
Рис. 4.8. Серицитизация плагиоклаза. Ув. 20 Николи х
31
Биотитовый плагиогранит имеет однородную микротекстуру. Структура гипидиоморфно-зернистая мелко-среднезернистая (0,3-1,7 мм). Преобладают измененные зерна породообразующих минералов.
Главные минералы: 1) андезин (№ 35), образующий призматические и
гипидиоморфные интенсивно серицитизированные зерна (0,5-1,2 мм), из которых альбитизированы более половины по краям - 42% объема породы;
2) зональный плагиоклаз (внутренняя зона сложена интенсивно серицитизированным андезином № 35, внешняя – серицитизированным олигоклазом №
25), образующий гипидиоморфные альбитизированные по краям кристаллы
(0,6-1,2 мм) - 20%; отдельные зерна плагиоклаза покрыты пятнистыми агрегатами (0,05-0,1 мм) окисленного микрокристаллического феррокальцита; 3)
кварц в виде изометричных ксеноморфных зерен (0,4х0,6; 0,8х1,1; 1,4х1,7
мм) – 25%; 4) удлиненные зерна (0,2-1,1 мм) биотита, частично или полностью псевдоморфно замещенные пеннином, форма кристаллов биотита подчеркивается ориентировкой микрокристаллов рутила и пирита – 7%. В сумме
главные минералы составляют 94% объема породы.
Второстепенные минералы: 1) микроклин в виде ксеноморфных слабо
серицитизированных зерен (0,5х1; 0,6х0,8 мм) – 3%; 2) серицит, образующий
лепидобласты (0,02х0,3; 0,02х0,4 мм), иногда группирующиеся в звездчатые
агрегаты – 3%. В сумме второстепенные минералы составляют 6% объема
породы.
Акцессорные минералы (апатит, циркон, гранат, пирит) составляют
около 0,5% объема породы и образуют единичные кристаллы (0,03-006 мм).
Плагиогранит слабо березитизирован, что выражается в: 1) альбитизации внешних частей более половины зерен плагиоклаза; 2) интенсивной серицитизации плагиоклаза (агрегат микрочешуйчатого серицита покрывает
более половины или всю поверхность зерен плагиоклаза); 3) образовании агрегатов микрокристаллического феррокальцита на поверхности зерен плагиоклаза; 4) образовании микролепидобластов серицита, образующих звездча32
тые агрегаты; 5) частичном и полном псевдоморфном замещении зерен биотита пеннином, рутилом и пиритом (рис. 4.9; 4.10).
33
Рис. 4.9. Гипидиоморфнозернистая структура биотитового плагиогранита. Ув. 20 Николи х.
Рис. 4.10. Породообразующие минералы (олигоклаз, кварц, биотит)
биотитового плагиогранита. Ув. 25 Николи х.
34
Роговообманково-биотитовый нормальный гранит имеет однородную микротекстуру. Структура мелко-среднезернистая (0,3-0,8 мм) гипидиоморфно-зернистая. Резко преобладают не измененные зерна породообразующих минералов.
Главные минералы: 1) андезин (№ 35), образующий гипидиоморфные и
идиоморфные серицитизированные по трещинам спайности зерна (0,4х0,6;
0,5х0,8 мм) – 30% объема породы; 2) зональный плагиоклаз (внутренние зоны имеют № 40 и серицитизированы, внешние зоны имеют № 20 и не серицитизированы), образующий гипидиоморфные и идиоморфные зерна (0,6х0,8
мм) – 10%; 3) кварц, образующий ксеноморфные изометричные зерна (0,30,5 мм) – 30%; 4) слабо пелитизированный ортоклаз, образующий ксеноморфные изометричные зерна (0,7-0,8 мм) – 15%; 5) частично замещенный
хлоритом биотит, образующий гипидиоморфные кристаллы (0,2х0,6; 0,3х0,8
мм) – 10%; 6) частично замещенная хлоритом, иногда биотитом и опацитизированная
обыкновенная
роговая
обманка,
образующая
удлиненно-
призматические кристаллы (0,3х0,6; 0,3х0,8 мм) – 5%.
Второстепенных минералов нет. Акцессорные минералы представлены
цирконом, занимающим менее 0,5% объема породы и образующим идиоморфные кристаллы (0,02-0,03 мм).
Все изменения, наблюдаемые на поверхности зерен главных минералов, являются автометаморфическими (рис. 4.11; 4.12).
Лейкократовый гранит имеет однородную микротекстуру. Структура
мелкозернистая (размер зерен 0,1-0,4 мм).
Главные минералы: 1) кварц в виде ксеноморфных изометричных зерен
(0,3х0,4 мм) – 35% объема породы; 2) олигоклаз (№ 25-30), образующий
призматические и гипидиоморфные зерна (0,1х0,3; 0,2х0,4 мм – 40%; 3) изометричные ксеноморфные зерна (0,4х0,4 мм) микроклина, пертитовые вростки плагиоклаза в котором полностью замещены серицитом – 18-20%; 4) гипидиоморфные кристаллы биотита (0,02х0,1 мм; 0,02х0,2 мм) – 4-5%.
35
Акцессорные минералы, представленные апатитом и рутилом, занимают менее 1% объема породы (рис. 4.13; 4.14).
36
Рис. 4.11. Породообразующие минералы (андезин, кварц, микроклин, биотит, роговая обманка) роговообманково-биотитового
нормального гранита. Ув. 20 Николи х.
Рис. 4.12. Гипидиоморфно-зернистая структура роговообманковобиотитового нормального гранита. Ув. 23 Николи х.
37
Рис. 4.13. Гипидиоморфно-зернистая структура лейкократового
гранита. Ув. 25 Николи х.
Рис. 4.14. Гипидиоморфно-зернистая структура лейкократового
гранита. Ув. 33 Николи х.
38
Иногда лейкократовый гранит переходит в лейкократовый гранит-порфир, имеющий однородную микротекстуру. Структура порфировая.
Основная микро-гипидиоморфно-зернистая масса (матрикс) имеет размер зерен 0,03-0,08 мм) и занимает 70% объема породы. Она состоит из: 1) слабо
серицитизированного олигоклаза (№ 20) – 57% матрикса; 2) кварца – 30%; 3)
пелитизированного ортоклаза без пертитовых вростков – 10%; 4) биотита,
частично замещенного серицитом – 3%.
Мелкие (0,2-0,8 мм) порфировые выделения занимают 30% объема породы. Они представлены: 1) идиоморфными слабо серицитизированными
кристаллами (0,2-0,6 мм) олигоклаза (№ 25) – 15% объема породы; 2) ксеноморфными изометричными зернами (0,2-0,3 мм) кварца – 7% объема породы;
3) слабо хлоритизированными по краям, чешуйчатыми кристаллами (0,060,1х0, 6-0,8 мм) биотита – 5% объема породы; 4) гипидиоморфными зернами
(0,4-0,6 мм) ортоклаза – 3% объема породы.
Акцессорные минералы представлены апатитом и цирконом. Они образуют единичные кристаллы (0,05-0,06 мм) и составляют менее 0,5% объема
породы.
Вторичные изменения не интенсивные, новообразованные – серицит и
хлорит имеют автометаморфическое происхождение (рис. 4.15).
39
Рис. 4.15. Порфировая структура лейкократового гранит-порфира.
Ув. 15 Николи х.
40
Аплиты имеют однородную микротекстуру. Структура микро- и мелко-зернистая, аплитовая. Она отображает равномерное распределение в породе ксеноморфных зерен (0,05-0,2 мм) олигоклаза (№ 25), составляющего
50% объема породы, кварца – 35% и ортоклаза – 10-12%. Гипидиоморфные
зерна биотита составляют 3-4%. Присутствуют единичные кристаллы апатита и циркона.
Иногда олигоклаз слабо серицитизирован, а ортоклаз пелитизирован
(рис. 4.16; 4.17).
Пегматиты имеют однородную микротекстуру. Структура крупнозернистая порфировидная, пегматитовая. Породу слагают: 1) ксеноморфные
зерна (0,8-1,5 см) слабо пелитизированного микроклин-пертита – 30% объема
породы; 2) ксеноморфные зерна (0,5-1,0 см) микроклина – 20%; 3) ксеноморфные зерна (0,3-0,9 см) кварца – 35% и 4) гипидиоморфные зерна (0,4-0,8
см) олигоклаза (№ 25) – 15%.
Акцессорные минералы, занимающие менее 1% объема породы, представлены апатитом и цирконом (рис. 4.18; 4.19).
41
Рис. 4.16. Аплитовая структура. Ув. 10 Николи х.
Рис. 4.17. Аплитовая структура. Ув. 25 Николи х.
42
Рис. 4.18. Пегматитовая структура. Ув. 20 Николи х.
Рис. 4.19. Пегматитовая структура. Ув. 33 Николи х.
43
Таким образом, проведенное петрографическое описание показало, что
Даховский кристаллический массив представляет собой гранодиоритовое интрузивное тело, осложненное присутствием других петротипов.
44
5. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ДАХОВСКОГО МАССИВА
В истории геологического развития территории выделяются следующие основные этапы: позднебайкальский, каледонский, герцинский, киммерийский и альпийский.
Герцинский
этап
представлен
ранне-среднедевонскими
эвгео-
синклинальными аспидной и спилит-кератофировой меденосной толщами,
сменившими их терригенными формациями и гранитоидами тоналитплагиогранитовой и диорит-гранодиоритовой формаций и региональнолокальным метаморфизмом. Завершение этапа произошло в конце девона –
начале карбона, когда эвгеосинклинальный прогиб в пределах нынешней зоны Передового хребта перестал существовать и сменился складчатым орогеном. Складчатые дислокации дополнялись покровно-надвиговыми перемещениями блоков, создавшими в совокупности сложный тектонический облик
кавказских герценид.
В конце карбона и в перми в зоне Передового и Главного хребтов и в
Предкавказье накапливались межгорные континентальные, в том числе грубообломочные молассы, сероцветные угленосные внизу и красноцветные меденосные вверху, соответственно среднего-верхнего карбона и нижней перми. В составе тех и других присутствуют эффузивы.
В конце герцинского этапа уже в морских условиях накопились уникальные для Центрального Кавказа прерывистые и маломощные терригеннокарбонатные толщи верхней перми и триаса платформенного типа.
Такие же прерывистые и маломощные, часто грубообломочные триасовые осадки распространялись и на ныне высокогорные зоны Главного хребта.
На северо-западных окраинах региона и в Западном Предкавказье, где
вскрываются мощные вулканогенные триасовые толщи, существовал эвгеосинклинальный режим. Этот район Кавказа представлял собой часть единого
геосинклинального бассейна, протянувшегося через Крым и Добруджу.
45
Позднепалеозойские гранитоиды территории, принадлежащие диоритгранодиорит-гранитовой формации, относятся к даховскому и малкинскому
интрузивным комплексам. Массивы этого комплекса распространены в Бечасынской зоне и продолжаются на запад в зоне Передового хребта вплоть до
его периклинального окончания и перекрытия позднеюрскими толщами поперечной Лагонакской зоны.
Формирование Даховского гранитоидного массива произошло в два
этапа и несколько фаз.
Первый этап – главный в формировании массива отнесен к даховскому
интрузивному комплексу. Аналогом этого комплекса на соседних площадях
в верховьях рр. Уруштена, Малой и большой Лабы является уруштенский
комплекс, выделенный гораздо раньше.
Начальная фаза первого этапа представлена диоритами и кварцевыми
диоритами, которыми сложены небольшие до 1,5х0,5 км блоки вдоль северозападного края массива (по рр. Догуако, Балка Колесникова и Золотому).
Между названными породами наблюдаются плавные переходы. У контактов
с амфиболитами они обогащены цветными компонентами и приобретают
порфировидный, гнейсовидный и меланократовый облик.
Главную фазу представляют наиболее распространенные гранодиориты, слагающие большую часть массива. Эти преимущественно крупнозернистые мезократовые породы у контактов с гранитами становятся средне- и даже мелкозернистыми. У контактов с метаморфитами они, насыщаются ксенолитами, обогащенными амфиболом и биотитом. Вмещающие метаморфиты лишь слегка ороговикованы.
Третья гранитная фаза проявлена у южного фланга массива полосой
полукилометровой ширины и протяженностью 7 км. Гранитами сложен и
Сюковский выход на юго-восточном продолжении массива. Крупнозернистые граниты и плагиограниты тяготеют к северо-западному окончанию полосы, а средне-, мелкозернистые и порфировидные – к юго-восточному и
Сюковскому выходу. В последнем граниты вмещают ксенолиты и блоки био46
титовых гнейсов и гранито-гнейсов. Контакты гранитов с протерозойскими
метаморфитами резкие отчетливые, с гранодиоритами – расплывчатоневнятные. Е.И. Коваленко и др., полагают, что первоначальными породами
этой фазы были плагиограниты, превращенные затем в большинстве мест в
микроклиновые в процессе калиевого метасоматоза.
Четвертая фаза представлена мелкими телами плагиогранитов и плагиоклазовых же пегматитов. Они встречаются большей частью в северном
фланге массива. Плагиограниты обычно крупнозернистые, цвет их и кварцплагиоклазовых пегматитов обычно белый или светлосерый. Мощность дайковых тел тех и других – первые метры, ориентировка северо-западная кавказская. В них проявлена интенсивная альбитизация. Данные абсолютного
возраста пород вышеперечисленных фаз, составляющие от 470 до 645
млн.лет, позволили Е.И. Коваленко, Ю.В. Мельникову и другим посчитать их
проявлениями протерозойского или раннепалеозойского этапов магматизма и
объединить в даховский комплекс.
Малкинский интрузивный комплекс представлен только малыми интрузиями мелкозернистых калиевых гранитов, телами и жилами аплитовых
гранитов, жилами аплитов и пегматитов, прорывающих протерозойские метаморфиты и все вышеперечисленные более древние гранитоиды.
Лейкократовые граниты развиты в юго-восточной части массива и геофизиками
предполагаются
вдоль
Сюкского
разлома.
Это
средне-
мелкозернистые породы розового цвета, часто осветленные с обильным мусковитом, контактовое воздействие на вмещающие породы едва заметное.
Аплитовидные граниты в виде мелких тел обнажаются среди гранитоидов в полосе Сибирского разлома и в северной части горста среди метаморфических пород. Это часто дайкообразные тела мощностью до 20 и длиной до 300 м.
Граниты яркокрасные мелкозернистые до аплитовидных, обычно довольно свежего облика. Жилы аплитов и пегматитов сопутствуют друг другу
и в гранитоидах, и во вмещающих породах. Часто это пологие, а в метамор47
фитах субсогласные залежи мощностью от первых сантиметров до нескольких метров.
Состав и микроструктурные особенности аплитов сходны с лейкогранитовыми.
Пегматиты – крупноблоковой структуры кварц-калишпатовые оценивались как источник полевошпатового сырья для керамической промышленности.
Становление гранитов разбиваются на три фазы: лейкогранитов, аплитовидных гранитов и аплитов с пегматитами.
В уруштенском комплексе, как и в идентичном ему даховском наблюдаются вариации типов щелочности при заметном преобладании существенно натриевых пород, что характерно и для толстобугорского (С3) вулканического комплекса. По соотношению кремнезема с магнием и фосфором и
алюминия со щелочами и кальцием породы делятся на S- и Z-типы, что, по
мнению Г.И. Лебедько и др., свидетельствует о гетерогенности комплекса и
вероятном объединении в его составе разновозрастных образований, возможно – белореченского натриевого и более позднего уллукамского калиевого комплексов.
В петрографическом отношении граниты второго этапа (условно малкинского комплекса) сходны с уллукамскими, а отсутствующие в породах второго
этапа в Даховском массиве гранодиориты натриевые и калиевые, также, вероятно, гетерогенны и разновозрастны.
48
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В тектоническом отношении район исследований находится в пределах
зоны Передового хребта мегантиклинория Большого Кавказа. Северной ее
границей
является
полоса
непрерывного
распространения
ранне-
среднеюрских слабо дислоцированных отложений с выходами протерозойских метаморфитов и ультрамафитов, а также палеозойских гранитов в эрозионных окнах. За южную границу принимается Уруштенский разлом. В
пределах зоны выделяются Сахрайско-Блыбская горст-антиклиналь, Руфабгинское поднятие, Даховский горст, Гутская грабен-синклиналь, Дудугушская грабен-синклиналь, Пшекиш-бамбакский горст.
В составе Даховского массива выделяются следующие петротипы: 1)
мелко-зернистые, иногда порфировидные диориты; 2) кварцевые диориты; 3)
роговообманковые гранодиориты; 4) биотитовые плагиограниты; 5) роговообманково-биотитовые нормальные граниты; 6) лейкократовые граниты; 7)
аплиты и 8) пегматиты.
В истории геологического развития территории выделяются следующие основные этапы: позднебайкальский, каледонский, герцинский, киммерийский и альпийский.
Герцинский
этап
представлен
ранне-среднедевонскими
эвгео-
синклинальными аспидной и спилит-кератофировой меденосной толщами,
сменившими их терригенными формациями и гранитоидами тоналитплагиогранитовой и диорит-гранодиоритовой формаций и региональнолокальным метаморфизмом. Завершение этапа произошло в конце девона –
начале карбона, когда эвгеосинклинальный прогиб в пределах нынешней зоны Передового хребта перестал существовать и сменился складчатым орогеном. Складчатые дислокации дополнялись покровно-надвиговыми перемещениями блоков, создавшими в совокупности сложный тектонический облик
кавказских герценид.
49
Позднепалеозойские гранитоиды территории, принадлежащие диоритгранодиорит-гранитовой формации, относятся к даховскому и малкинскому
интрузивным комплексам. Массивы этого комплекса распространены в Бечасынской зоне и продолжаются на запад в зоне Передового хребта вплоть до
его периклинального окончания и перекрытия позднеюрскими толщами поперечной Лагонакской зоны.
Наиболее крупный на территории, Даховский массив, приурочен к одноименному горсту. Сахрайский массив обнажается в небольшом эрозионном окне среди несогласно перекрывающих его триасовых осадков внутри
Сахрайско-Блыбской горст-антиклинали. И третий выход малкинских гранитоидов, также перекрытых нижним триасом, отмечен в нижней части р. Руфабго, левого притока р. Белой недалеко от ст. Каменномостской.
Формирование Даховского гранитоидного массива произошло в два
этапа и несколько фаз.
Первый этап – главный в формировании массива отнесен к даховскому
интрузивному комплексу. Аналогом этого комплекса на соседних площадях
в верховьях рр. Уруштена, Малой и большой Лабы является уруштенский
комплекс, выделенный гораздо раньше.
Начальная фаза первого этапа представлена диоритами и кварцевыми
диоритами, которыми сложены небольшие до 1,5х0,5 км блоки вдоль северозападного края массива (по рр. Догуако, Балка Колесникова и Золотому).
Между названными породами наблюдаются плавные переходы. У контактов
с амфиболитами они обогащены цветными компонентами и приобретают
порфировидный, гнейсовидный и меланократовый облик.
Главную фазу представляют наиболее распространенные гранодиориты, слагающие большую часть массива. Эти преимущественно крупнозернистые мезократовые породы у контактов с гранитами становятся средне- и даже мелкозернистыми. У контактов с метаморфитами они, насыщаются ксенолитами, обогащенными амфиболом и биотитом. Вмещающие метаморфиты лишь слегка ороговикованы.
50
Третья гранитная фаза проявлена у южного фланга массива полосой
полукилометровой ширины и протяженностью 7 км. Гранитами сложен и
Сюковский выход на юго-восточном продолжении массива. Крупнозернистые граниты и плагиограниты тяготеют к северо-западному окончанию полосы, а средне-, мелкозернистые и порфировидные – к юго-восточному и
Сюковскому выходу. В последнем граниты вмещают ксенолиты и блоки биотитовых гнейсов и гранито-гнейсов. Контакты гранитов с протерозойскими
метаморфитами резкие отчетливые, с гранодиоритами – расплывчатоневнятные. Е.И. Коваленко и др., полагают, что первоначальными породами
этой фазы были плагиограниты, превращенные затем в большинстве мест в
микроклиновые в процессе калиевого метасоматоза.
Четвертая фаза представлена мелкими телами плагиогранитов и плагиоклазовых же пегматитов. Они встречаются большей частью в северном
фланге массива. Плагиограниты обычно крупнозернистые, цвет их и кварцплагиоклазовых пегматитов обычно белый или светлосерый. Мощность дайковых тел тех и других – первые метры, ориентировка северо-западная кавказская. В них проявлена интенсивная альбитизация.
51
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
1. Баранов Г.И., Греков И.И. Геодинамическая модель Большого Кавказа // Проблемы геодинамики Кавказа. М.: Наука, 1982. С. 51-59.
2. Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных
дуг. М.: Наука, 1988. 248 с.
3. Большой Кавказ в альпийскую эпоху / Под. ред. Ю.Г. Лео-нова. М.:
ГЕОС, 2007. 368 с.
4. Геология Большого Кавказа / Под ред. Г.Д. Ажгирея. М.: Недра,
1976. 263 с.
5. Грановский А.Г. Сдвиговые деформации северной ветви ПшекишТырныаузской разломной зоны.// Известия вузов. Геология и разведка. 1999.
№5. С. 19—27.
6. Грановский А.Г., Грановская Н.В. Перспективы баритоносности Северо-Западного Кавказа // Отечественная геология. 2005. № 1. С. 33-36.
7. Греков И.И., Пруцкий Н.И. Проблемы тектоники и металлогении Северного Кавказа // Геология и минерально-сырьевая база Северного Кавказа.
Ессентуки, 2000. С. 208-226.
8. Корсаков С.Г. Адыгейский выступ и западное окончание Передового
хребта. Области активного тектоногенеза в современной и древней истории
Земли. Т. 1. М.: ГЕОС, 2006. С. 357-360.
9. Кочурова Р.Н. Основы практической петрографии, Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1977, 1—176.
10. Ломизе М.Г., Суханов М.К., Цветков АА. Кавказская окраина Тетиса в начале альпийского этапа // Тектоника Средиземноморского пояса. М.:
Наука, 1980. С. 172—179.
11. Милановский Е.Е., Хайн В.Е. Геологическое строение Кавказа.
Очерки региональной геологии СССР. М.: Изд-во МГУ, 1963. В. 8. 358 с.
52
12. Попов Ю.В., Цицуашвили Р.А. Учебно-методическое пособие
«Геологическая изученность территории Белореченского полигона». Ростовна-Дону: Изд-во ЮФУ. 2013. 40 с.
13. Расцветаев Л.М. Тектодинамические условия формирования альпийской структуры Большого Кавказа // Геология и полезные ископаемые
Большого Кавказа. М.: Наука, 1987. С. 69-96.
14. Ростовцев К.О., Агаев В.Б., Азарян Н.Р. и др. Юра Кавказа. СПб:
Наука, 1992. 184 с.
53