УДК 551.24.01(234.9)

 И. Г. Волкодав
Адыгейский государственный университет, г. Майкоп
 geomuz@rambler.ru

Циклическая история геологического и металлогенического
развития Большого Кавказа

Ранее автором была обоснована многоранговая цикличность геологического и металлогенического развития Восточной Сибири [Волкодав, 2005]. В данной работе эта схема ранжирования сопоставлена с таковой для Большого Кавказа. За цикло-комплекс низшего ранга (макроциклит) принят временной ряд слоистых формаций прогрессивного, регрессивного, трансляционного и т.д. строения и, вслед за Ю. Н. Карагодиным [1980], он отождествлен со структурным ярусом, по масштабам примерно соответствуя стратосистеме. Циклокомплекс высшего ранга (мегациклит) соответствует структурному этажу и серии осадков [Омельченко, 2000]. Ранние стадии циклов имеют рифтогенную природу и сопровождаются базальтоидным вулка-низмом, поздние – активноокраинную с вулканизмом среднего и кислого состава.
Рифейские циклокомплексы. На месте Большого Кавказа Л. И. Салоп выделяет Печенежский миогеосинклинальный рифейский пояс запад-северо-западного («кав-казского») простирания, считая его принадлежащим северной ветви геосинклинальной системы Пра-Тетиса и полагая, что южные фланги принадлежат эвгеосинклинали.
Корреляция позднепротерозойских разрезов Урала и Кавказа чрезвычайно затруднена из-за глубокого метаморфизма большей части кавказского рифея. Наиболее близки по облику и структурно-вещественным признакам к уральскому стратотипу сравнительно слабоизмененные хасаутская и чегемская серии Бечасынской зоны Кавказа, описанные Ю. Я. Потапенко [Потапенко, 2001]. Седиментация и вулканизм, сформировавшие эти серии, укладываются в два цикла. Первый напоминает бурзянскую серию Урала: мелководная платформенная карбонатно-терригенная седиментация и вулканизм, базальтовый в начале цикла и кислый в конце. Второй цикл, види-мо, коррелируемый с уральским юрматинием, начинается с оживления базальтового вулканизма и формирования флишевого трога (авлакогена) с некомпенсированным прогибанием, сменившимся обширной по площади кварцевопесчаной седиментацией с образованием впоследствии мощной толщи субаркозовых песчано-глинистых осадков.
Зеленосланцевый до эпидот-амфиболитового метаморфизм пород, складкооб-разование и гипабиссальный интрузивный магматизм завершают становление верхнепротерозойского бечасынского комплекса. Ю. Я. Потапенко [Потапенко, 2001] полагает, что этот комплекс синхронен макерскому метаморфическому комплексу Главного хребта, претерпевшему метаморфизм амфиболитовой фации. Мафитовая составляющая метакомплекса (40–70 %) свидетельствует о его эвгеосинклинальной природе. Датировки различными методами от 1240 до 1300 млн лет соответствуют раннему и среднему рифею. Очевидно, возраст субстрата древнее его метаморфизма, поэтому можно предполагать принадлежность исходных пород раннему рифею (бурзянию). Этому возрастному диапазону принадлежат, видимо, и породы дунит-перидотитовых протрузий (1300–1400 млн лет). Позднерифейские датировки харак-терны для амфиболитов балканского метакомплекса (834 млн лет) и плагиогнейсов армовского (760 млн лет). Толеитовые базальты ацгаринского метакомплекса мета-морфизированы и превращены в амфиболиты в раннебайкальское время, в конце ри-фея (744 млн лет), а толеиты и габбро-диабазы буульгенского и домбайского комплексов и часть гипербазитов – в позднебайкальское (600, 655–686 млн лет). В связи с каледонским (уральским, сеттедабанским) тектогенезом преобразован базальтоид-ный субстрат мамхурцевского и туялинского комплексов (457, 493 млн лет).
Металлогенический облик рифейских и раннемезозойских метакомплексов определяют стратиморфные серно- и медноколчеданные и вкрапленные шеелитовые руды в составе амфиболитовых толщ, а также хромитовая, асбестовая, вероятная платиноидная и редкометально-редкоземельно-фосфорная минерализация в связи с гипербазитами офиолитового и центрального типов. Как вероятные концентраторы благородных металлов рассматриваются метаморфизированные углеродистые черно-сланцевые образования, в частности, графитистые молибден-золотосодержащие сланцы ацгаринского метакомплекса.
Силур-девонский циклокомплекс (макроциклит), сформировавшийся от лландовери до эмса, является одним из важнейших в металлогенической истории Кавказа. Он сходен по своему вещественному составу, возрасту и характеру оруденения с подобным циклитом Урала. На Кавказе в его составе отмечаются только субмаринные вулканиты даутской свиты: натриевые толеитовые базальты в основании сменяются вверх по разрезу частым переслаиванием натриевых базальтов и плагиориолитов, сменяющихся выше вначале переслаиванием базальтов с прослоями яшм и кремнистых сланцев и, наконец, плагиориолитами. Таким образом, в составе даутской свиты отмечаются два проциклита. Максимально рудоносна по всему Кавказу верхняя контрастная толща нижнего проциклита. Возраст даутского комплекса определяют положение в разрезе и цифры калий-аргоновых датировок (435 млн лет). Данному комплексу присущи золотосодержащий медноколчеданный и цинково-медноколчеданный типы оруденения, сформированные вместе с рудовмещающими вулканитами в стадию океанского рифтогенеза (толеиты) и островодужную – контрастное чередование основных и кислых вулканитов. Даутские вулканиты и рудные месторождения сосредоточены в зоне Передового хребта.
Их вероятными аналогами являются метаморфические комплексы зоны Главного хребта, состоящие на 40–70 % из амфиболитов: мамхурцевский, аджарский и дамхурцевский. В породах последнего обнаружены палеозойские криноидеи.
Отличен по составу лаштракский метакомплекс, сложенный на 30 % высокоглинозе-мистыми графитсодержащими слюдяными сланцами с гранатом, кианитом и ставролитом.
Плутонические комплексы раннего палеозоя представлены тоналитами и плагиогранитами Блыбского и Балканского и других массивов (абсолютный возраст 400–450, 470 млн лет).
Девонский (эйфельско–ранневизейский) циклокомплекс также имеет неотчетливое двуритмовое строение: нижний циклит – вулканогенный туфовый с кремнистыми породами внизу и филлитами и кремнистыми туффитами вверху; верхний циклит начинается пироксеновыми базальтами и туфами, сменяющимися вверх филлитами, конгломератами с плоской галькой дацитов и округлой – плагиогранитов, а затем черноцветными известковистыми филлитами, перекрывающими их темными джен-тинскими известняками фамена и, наконец, пестрыми известняками и филлитами загеданской толщи условного турне. Второму малому циклу принадлежат, вероятно, андрюкские черноцветные филлиты с прослоями грубообломочных пород.
Минерагенический облик этого циклокомплекса определяют асбестовые про-явления в метабазальтах, яшмы, металлоносные конгломераты и черносланцевые толщи. Наиболее интересны последние как вероятный концентратор благородных металлов изначально в металлоорганической, а затем в ремобилизованной самород-ной формах. В джентинских известняках отмечены свинцово-цинковые гидротермо-карстовые руды.
Каменноугольный (визе-касимовский) циклокомплекс сложен снизу вверх: ба-зальтами, плагиоандезитами, плагиориолитами и туфами. Над ними располагается первая угленосная толща переслаивания терригенных и вулканических (риолитов и туфов) пород с прослоями угля, перекрытая переслаиванием терригенных пород с прослоями кремнистых пород и кислых вулканитов (риолитов и их туфов). Вероятный возрастной диапазон этой части цикла от верхнего визе до башкира. Вышележа-щая терригенная толща регрессивного строения принадлежит московскому ярусу верхнего карбона.
Промышленная угленосность цикла установлена на р. Малой Лабе, где среди угольных пластов рабочей мощности выделяется 2–4-метровый пласт «Великан». Угленакопление происходило в зоне межгорного прогиба, заложение и развитие которого сопровождалось сдвиговыми деформациями по зонам продольных структур-ных швов и шарьированием, с которыми сопряжены вулканизм толстобугорского и гранитоидный магматизм малкинского и уллукамского комплексов и генерированное ими оруденение: барит-полиметаллическое, молибден-вольфрамовое и урановое.
Пермский (гжель-нижнеиндский) циклокомплекс, имеющий трансляционное строение в нижней каменноугольной сероцветной части и маятниковое в пермской пестроцветной части, унаследованно развивался в условиях межгорного прогиба, сопровождался андезито-риолитовым вулканизмом в сакмарско-артинское и ранне-индское время (кинырчадский и руфабгинский комплексы).
С кинырчадскими вулканитами сочетается во времени и пространстве субвул-канический кишкинский комплекс субсогласных тел гранит-порфиров, прорывающих вулканиты в нижней и верхней частях толщи и перекрытых с размывом конгло-мератами гималдыкской толщи перми. Кишкинские гранит-порфиры вмещают
золотое оруденение золото-кварц-гидрослюдной формации [Омельченко, 2000].
С руфабгинскими риолитами конца цикла синхронизируются, по всей вероят-ности, гранитоиды чукчурского комплекса, прорывающие гималдыкские конгломераты и также вмещающие малосульфидно-золото-кварцевое и золото-адуляр-кварцевое оруденение [Омельченко, 2000].
Стратиформное оруденение этого цикла разнообразно: золотоносные конгло-мераты, уран-медистые и медистые песчаники в красноцветах, уран-фосфорные руды в темноцветных горизонтах. С рифовыми известняками ассоциированы месторожде-ния исландского шпата и вероятны свинцово-цинковые гидротермокарстовые.
Триасовый (инд-синемюрский) циклокомплекс представлен на западных окраи-нах Передового хребта прерывистой толщей маятникового строения с существенно карбонатными низами и верхами разреза и терригенной, часто – грубообломочной, средней частью. Перерывы с грубообломочными осадками приходятся на анизийско-раннеладинское, ранненорийское и геттанское время. Синемюрские слои, завершающие циклокомплекс, представлены карбонатно-терригенными угленосными отложениями либо андезит-риолитовыми вулканитами, распространенными почти вдоль всего Кавказа: садонский, сторский и в Предкавказье – урожайненский вулканиче-ские комплексы. В этих зонах распространены субвулканические и плутонические образования и связанное с ними серебро-свинцово-цинковое оруденение садонского типа и малосульфидное золото-кварцевое Самуро-Белореченской структурно-металлогенической зоны. С карбонатными толщами ассоциированы месторождения исландского шпата.
Юрский (плинсбах-титонский) циклокомплекс является вторым по масштабам и значимости оруденения после силур-девонского. Он имеет проциклическое строение: вулканогенно-терригенная нижняя часть и карбонатная или карбонатно-эвапоритовая верхняя часть. Терригенная половина представляет собой рециклит с нижнеюрской аргиллито-алевролитовой и существенно песчаной среднеюрской час-тями. Верхнеюрская половина также являет собой рециклит: известняки оксфорд-кимериджа сменяет вверх по разрезу пестроокрашенная аргиллитово-мергельно-гипсовая толща титона. В Гойтхско-Ачишхинской зоне максимально проявившегося рифтового и островодужного вулканизма магматиты образуют ту же последователь-ность, что и в силур-девонском цикле: спокойные излияния толеитовых базальтов в ассоциации с черносланцевой (аспидной) седиментацицией плинсбаха, протекавшие в условиях некомпенсированного прогибания в рифтовой зоне красноморского типа [Пруцкий, 2004], сменились средне-кислым вулканизмом, ассоциированным с фли-шевой седиментацией в условиях компенсированного и перекомпенсированного про-гибания (островодужный тип событий). При этом кислые магматиты эволюциониро-вали от натриевых до калиево-натриевых и существенно калиевых. В позднем аалене и раннем байосе вновь произошли рифтогенные излияния толеитов, и цикл в этой зоне остался незавершенным, как это имело место и в девоне. Среднеюрский дацит-риолитовый вулканизм верхнего байоса проявился гораздо севернее – в пределах Северной моноклинали и Скифской плиты [Чаицкий, 2006]. Плутонические состав-ляющие юрского цикла в зоне Главного хребта представлены телами габброидов и гранитоидов Санчаро-Кардывачского комплекса. Субвулканическими аналогами вулканитов являются диабазовые дайки и силлы лаурско-казбекско-кахетинского ряда комплексов и риолитовые гойтхского комплекса. Диабазовый пояс протягивает-ся вдоль Главного хребта от его западной до прикаспийской окраин.
С юрскими терригенными и магматическими комплексами ассоциировано богатое стратиформное медно-цинковое и медное оруденение в восточной части Кавказа. Аналогичные руды обнаружены и в западной части Кавказа. С плутоническими и субвулканическими комплексами юрского цикла связывается серебро-свинцово-цинковое оруденение садонского типа, а также золото-кварцевое малосульфидное и железо-медносульфидное жильное оруденение. С терригенными комплексами боковых окраин вулканического пояса ассоциирована промышленная угленосность [Пруцкий, 2004].
В существенно карбонатных толщах обнаружены признаки тонковкрапленного золотого оруденения карлинского и серебро-свинцово-цинково-ртутное гидротермо-карстового типов. Окарстованные известняки являются вместилищами нефтегазовых и минеральноводных месторождений, эвапоритовые толщи – локализаторами месторождений гипсов, поваренных и калийных солей.
Меловой (титон-сеноманский) циклокомплекс, распространенный в Предкавказье, сложен прерывистой серией осадков платформенного типа от верхов пестро-цветного титона до сеномана. Нижняя часть представляет собой титон-валанжинский терригенно-карбонатный проциклит, а верхняя – готерив-сеноманский терригенный проциклит. Продуктами вулканизма, вероятно, являются глаукониты и цеолиты, насыщающие аптальбские осадки. В скважинах обнаружены послебарремские, вероят-но апт-альбские, андезибазальты и андезиты. В пределах Северной моноклинали в верхах нижнего мела автором были обнаружены риолитовые игнимбриты. Сеноман-ские толеиты и трахибазальты южного склона принадлежат, по мнению автора, следующему геолого-металлогеническому циклу.
В апт-альбской части разреза сконцентрированы ценные осадочные агроруды: глауконитовые песчаники, фосфориты и цеолиты. Песчаные горизонты часто явля-ются коллекторами – вместилищами нефти, газа и газового конденсата, а также минеральных (йодо-борных и йодо-бромных) и термальных вод. Какой-либо генетической связи этого сырья с седиментацией и вулканизмом не обнаруживается.
Мел-палеогеновый (сеноман-палеоценовый) циклокомплекс сложен также прерывистыми маломощными платформенными осадками ритмично чередующихся глауконитовых песчаников, аргиллитов, в том числе, вулканогенных бентонитовых, а также мергелей и известняков. В низах мел-палеогенового разреза отмечены поздне-сеноманские толеиты и трахибазальты, а в верхах – андезиты, латиты и трахиты, со-провождаемые субвулканическими образованиями.
Минерагеническая составляющая комплекса исчерпывается дат-палео¬цено¬вы¬ми глауконитами, цеолитами, фосфоритами, бентонитами и единичными водоносны-ми горизонтами.
Палеоген-неогеновый (эоцен-плиоценовый) циклокомплекс является одним из наиболее мощно и разнообразно представленных на Кавказе, где с ним ассоциирова-ны разнообразные магматические и минеральные проявления. Это время глубокого прогибания и накопления мощных глубоководных черносланцевых отложений майкопской серии по периферии Кавказа в начале цикла, ритмического чередования терригенных и карбостромовых горизонтов в средней части цикла и терригенных малоссоидных, в том числе, грубообломочных, континентальных отложений – в конце. Вулканические породы представлены базальтами и трахибазальтами нижнешагдаг-ского и андезитами, трахиандезитами и трахириолитами верхнешагдагского комплексов; субвулканические образования – габбро-диабазовая формация аибгинского и гранит-риолитовая минераловодского комплексов; плутонические – граниты тыр-ныаузского комплекса.
Стратиформная минерагения этого цикла включает в себя нефтегазопродуктивные и нефтегазоносные отложения майкопской серии на всем ее протяжении; оса-дочно-диагенетические марганцевые руды Лабинского рудного поля, молибдено-ванадиеносные черноцветные аргиллиты и уран-фосфорно-редкоземельные руды ергенинского типа; минеральные воды и лечебные глины-тереклиты и, наконец, бла-городнометальные и циркон-ильменитовые палеороссыпи. Эндогенное оруденение представлено уникальным Тырныаузским молибден-вольфрамовым, золоторудными и ртутными объектами.
Последний плейстоцен (плиоцен) – голоценовый циклокомлекс широко представлен отложениями аллювиального, пролювиального, водно-ледникового, эолово-го, озерно-болотного и, по краям региона – прибрежно-морского фациальных типов. В верхах разреза распространены черные суглинки (холодный лесс) позднеплейсто-ценового возраста, составляющие основу главного богатства Предкавказья – кубан-ского чернозема. Вулканизм активно развивающегося Кавказа наиболее проявлен в его центральной части, где расположены вулканические комплексы Эльбруса, Казбе-ка и Чегема: от базальтов до андезито-дацитов и дацитов.
Минерагения циклокомплекса представлена минеральными водами и активно разрабатываемыми строительными материалами и россыпями благородных и других металлов, оценка и попутное извлечение которых – насущная задача сегодняшнего дня.
Таким образом, разработанная автором многоранговая цикличность геолого-металлогенического развития Восточной Сибири [Волкодав, 1998; 2005] в интервале ранний палеозой – кайнозой подтверждена и на кавказском материале.
Работа поддержана грантом Министерства образования и науки (№ 1729 и 1360).

Литература

1. Волкодав И. Г. Цикличность геологических и металлогенических процессов // Вестник Адыгейского госуниверситета. Майкоп, 1998. С. 83–85.
2. Волкодав И. Г. Многоранговая цикличность геологических и металлогенических процессов Восточной Сибири // Металлогения древних и современных океанов–2005. Миасс: ИМин УрО РАН, 2005. С. 42–46.
3. Карагодин Ю. Н. Седиментационная цикличность. М.: Наука, 1980. 242 с.
4. Омельченко В. Л. Сравнительная характеристика Кишкийского гранит-порфирового и Чукчурского гранодиорит-порфирового комплексов // Геология и минерально-сырьевая база Северного Кавказа. Ессентуки, 2000. С. 175–180.
5. Потапенко Ю. Я. Досилурийские циклиты Большого Кавказа // Материалы III Международной конференции. Ставрополь – Кисловодск, 2001. С. 43–44.
6. Пруцкий Н. И. Геодинамическая обстановка формирования киммерийского колчеданного пояса и общая минерагения Большого Кавказа / Автореф. дис. … докт. геол.-мин. наук. Новочеркасск, 2004.
7. Чаицкий В. П. Верхнебайосские вулканические туфы Западного Предкавказья и северного склона Западного Кавказа // Материалы IV Международной научной конференции «Вулканизм, биосфера и экологические проблемы». Туапсе, 2006. С. 46–47.