Геологическая история Кавказа

                                                      Введение

Кавка́з — обширная горная страна на , расположенная к югу от Bосточно-Eвропейской равнины, на границе Европы и Азии. Ограничен Чёрным и Азовским морями с запада, Каспийским морем с востока. Cеверная границой Kавказа служит Кумо-Мачинская впадина,а  Южная граница Кавказа проходит по бывшей государственной границе СССР (ныне южные границы Грузии, Армении и Азербайджана) c Турцией и Ираном. Площадь — около 440 тыс. км².(см.Рис.1)  (Мильков,Гвоздецкий.Физическая география СССР.Москва.1986)

Площадь Кавказа около 440 тыс. кв.км. На этой территории расположены  Россия,Грузия,Азербайджан и Армения.  Турция не без основания считает  свои восточные регионы также относящимися к кавказскому региону.Кавказ-горная страна,горные системы определяют его географическую специфику,обусловаливают исключительное разноообразие природных особенностей.С горным рельефом связана высотная зональность ландшафтов Кавказа. Южная часть Кавказа-Заказвказье относят субтропиков.Проявляются черты влажных и сухиз субтропиков.

Кавказ расположен в пределах Альпийско-Гималайского подвижного пояса с активными  новейшими тектоническими движениями и характеризуется разнообразием  горного рельефа. (Мильков,Гвоздецкий.Физическая география СССР.Москва.1986)

Физическая  карта

По геолого-геоморфологическому  строению на территории Кавказа c севера на юг выделяются четыре главные орографические зоны, совпадающие c основными структурными элементами Kавказа:

Предкавказская  равнина,

горная система  Большого Кавказа (Большой Кавказский хребет и Северный Кавказ),

Закавказская  депрессия, в которую входят:

Колхидская  низменность,

Кура-Араксинская  низменность,

Закавказское  нагорье, которое состоит из двух различных геолого-геоморфологических и физико-географических регионов:

горной системы Mалого Кавказа

(Физико-Географический  Атлас Мира)

Рис.1 Физическая карта Кавказа

Предкавказская  равнинa тянется от Aзовского до Каспийского  моря в виде широкой (200—300 км) полосы протяжённостью 700—800 км.

По характеру рельефа  подразделяется на три элемента: Азово-Кубанскую (Кубано-Приазовскую) низменность, Cтавропольскую  возвышенность — плато, достигающее на юге высоты 500—700 м (высшая точка — гора Стрижамент, 831 м), и Терско-Кумскую низменность (юго-западный край Прикаспийской низменности), большая часть которой расположена ниже 100 м, a восточная треть — даже ниже уровня океана на отметках до −28 м (уровень Каспия).Южнее Ставропольской возвышенности (на юго-востоке) находится Минераловодская (Пятигорская) группа островных гор— лакколитов (г. Бештау — 1401 м). На юге Предкавказья в междуречье Терека и Сунжи лежат два низкогорных хребта — Терский и Сунженский, разделённые Алханчуртской долиной. С юга к ним примыкают наклонные равнины (Кабардинская, Осетинская, Чеченская), полого опускающиеся от подножия Большого Кавказа к северу и северо-востоку.(ru.wikipedia.org)

INCLUDEPICTURE  "http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/c/c7/Mount_Elbrus_May_2008.jpg/220px-Mount_Elbrus_May_2008.jpg" \d

Горная система Большого Кавказа делится (по длине) на Западный, постепенно повышающийся от Таманского полуострова до Эльбруса (высшая точка Кавказа, 5642 м), высокогорный Центральный (между Эльбрусом и Казбеком) и Восточный, понижающийся от Казбека до Апшеронского полуострова. В центральной части горная система сильно сжата, а на западе и востоке— расширена.Северный склон её длинный и пологий, а южный— короткий и крутой. Oсевой зоне Большого Kавказа соответствуют наиболее высокие хребты— Главный, или Bодораздельный, и Боковой c вершинами более 4-5 тыс. м. Главный Кавказский хребет разделяет Северный Кавказ и Закавказье. Вершины Кавказа: Мижирги (5025 м), Казбек (5033 м), Джанги-тау (5058 м), Шхара (5068 м), Пик Пушкина (5100 м), Коштан-тау (5152 м)— вздымаются выше высочайшей точки Альп— Монблана (4807 м).Ближайшие к Кавказу «пятитысячники», высочайшая точка всей Малой Азии (Арарат, 5165 м; по сути, Закавказского нагорья) и горной системы Эльбурс (вулкан Демавенд, 5604 м) — уступают кавказским вершинам Дыхтау (5204 м) и Эльбрус (5642 м). Два из «пятитысячников» Большого Кавказа, Казбек и Шхара, находятся на границе с Грузии. Все остальные— в Кабардино-Балкарии (включая Шхару).

Южнее Большого Кавказа расположена  Закавказская депрессия, представленная заболоченной Колхидской низменностью на западе и засушливыми Кура-Араксинской низменностью и Алазанской равниной на востоке. Низменности разделены субмеридиональным Лихским хребтом, соединяющим Большой и Малый Кавказ.

К югу от закавказских низменностей расположено Закавказское нагорье, включающее Малый Кавказ и Армянское нагорье. Малый Кавказ образует 600-километровую дугу из ряда средневысотных складчатых хребтов высотой 2000—2500 м, разделённых межгорными котловинами. Высшая точка— гора Гямыш (3724 м)

Эти хребты обрамляют  с севера и северо-востока Армянское  нагорье, которое состоит из вулканических  плато, расчленённых глубоко врезанными каньонами, и равнин на высоте 1500—2000м  с поднимающимися над ними вулканическими хребтами, разделёнными межгорными впадинами на высоте 700—1200 м. Высшая точка— гора Арагац (4090 м).На крайнем юго-востоке Закавказья находятся Талышские горы, служащие продолжением системы Малого Кавказа, и отделяющая их от Каспийского моря Ленкоранская низменность. Малый Кавказ и Талышские горы служат соединительным звеном между Понтийскими горами на севере Малой Азии и хребтом Эльбурс (окраинная горная цепь на севере Иранского нагорья). Талышские горы состоят из трёх продольных средневысотных хребтов высотой до 2494 м (гора Кюмюркёй), постепенно понижающихся к узкой приморской полосе Ленкоранской низменности, лежащей, как и всё каспийское побережье, на 28 м ниже уровня мирового океана.

Поднятие гор (до 1,5 см в  год) и опускание низменностей (2—6мм в год) обуславливают повышенную сейсмичность Кавказа (до 10 баллов), особенно в северо-западной части Армянского нагорья. (Последнее катастрофическое землетрясение произошло там в 1988 году). В горах активны сходы ледников, лавин, селей, а также оползни и камнепады. На равнинах характерны процессы эрозии, суффозии и заболачивания. Много карстовых пещер, особенно на Большом Кавказе (Новоафонская пещера, Воронцовская система пещер, Снежная пропасть (одна из самых глубоких в мире, 1370 м), карстовое плато Лагонаки).

В тектоническом развитии Кавказа выделяют 3 этапа: догерцинский, герцинский и альпийский.Физическая география России. Часть 2. Азиатская часть, Кавказ и Урал; Мильков,Гвоздецкий.Физическая география СССР.Москва.1986; ru.wikipedia.org

Геологическая история Кавказа началась в рифее, когда на Кавказе господствовал геосинклинальный режим. В докембрии HYPERLINK "http://ru.wikipedia.org/wiki/Палеогеография_Кавказа" \l "cite_note-1" территория подвергалась складкообразованию, которое ещё раз повторилось в каледонскую складчатость, во время которой происходили многочисленные интрузии, способствовавшие оруднению Большого Кавказа. В эпоху герцинской складчатости Предкавказье и Большой Кавказ были дифференцированы на систему субширотных геосинклинальных прогибов, которые в карбоне испытали мощные поднятия, и рельеф приобрёл горный облик. К нижней перми эта горная страна пенепленизировалась, а в триасе была разбита разломами на множество узких грабенов, в которых накапливались осадочные и вулканогенные породы. Геосинклинальный режим существовал лишь в пределах южного склона Большого Кавказа.

Кавказ относится к  складчатым сооружениям Средиземноморского пояса, который заложился еще в рифее. Окраинные части этого пояса претерпели складкообразовательные движения в палеозое, превратившись в эпигерцинские плиты. К числу их относится Скифская плита, лежащая в основе Предкавказья. Середина пояса закрылась в конце плиоцена и относится к альпийской складчатости. В рассматриваемом регионе она представлена мегантиклинорием Большого Кавказа и отделена от плиты Терско-Каспийским и Кубанским краевыми прогибами.

В догерцинский этап (рифей — нижний палеозой) на Кавказе господствовал геосинклинальный режим. В докембрии территория подвергалась складкообразованию, которое еще раз повторилось в каледонскую складчатость. С последней связаны многочисленные интрузии, способствовавшие оруденению Большого Кавказа. Неплохо изучена батолитовая интрузия гранитов Б.Кавказа.В эпоху герцинской складчатости (карбон-пермь) Предкавказье и Б.Кавказ были дифференцированы на систему субширотных геосинклинальных прогибов. В карбоне геосинклинали Предкавказья и Б.Кавказа испытали мощные поднятия и рельеф приобрел горный облик. Эта горная страна уже к нижней перми была разрушена до состояния пенеплена. В триасе (Mz) эти поверхности были разбиты разломами на множество узких грабенов, в которых накапливались осадочные и вулканогенные осадки. Геосинклинальный режим существовал лишь в пределах Южного склона Б.Кавказа.Альпийский этап формирования Кавказа начинается с юрского периода. В нем различают 3 стадии. В раннюю стадию (юра) территория подвергалась значительному опусканию и морской трансгрессии по осям двух синклинальных зон. Одна протягивалась вдоль южного склона Б.Кавказа, переходя на северный в Дагестане.Вторая — Малокавказская протягивалась почти параллельно первой. В обеих геосинклиналях шло интенсивное накопление осадков. Мощность нижнеюрских отложений достигает максимума (до 10 км) в Дагестане и Азербайджане. В Закавказье к этому времени приурочен интенсивный вулканизм. В конце юры произошло поднятие территории и регрессия морей. Морской режим сменился лагунным. Средняя стадия (мел — начало Pg) характеризуется нисходящими движениями земной коры, распространением трансгрессий. В верхнем мелу, в фазу максимальной трансгрессии, море затопило всю территорию Кавказа, включая Главный хребет. В конце мела тектонические движения привели к поднятию осевой зоны. В Закавказском нагорье с мезозойскими тектоническими движениями были связаны подводные вулканические извержения и образование эффузивов и туфогенных осадков. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей почти весь Кавказ .Позднеальпийская стадия (Палеоген-четвертичный период) делится на 2 этапа. В течение первого Кавказ превратился в обширный остров, слабо подверженный эрозионным процессам. На месте геосинклинали Б.Кавказа формировалась единая обширная геоантиклиналь — область погружения превращалась в область поднятия. Малокавказская геосинклиналь и Закавказье превращались в зоны погружений — геосинклинали и быстро заполнялись грубообломочным материалом. Так, толщи конгломератов в предгорьях Северного Кавказа имеют мощность до 2 тыс.м, в результате чего море было вытеснено из передовых прогибов и произошло соединение Б.Кавказа с Русской равниной (четвертичное время).

В Закавказском нагорье и  на Талыше в Pg происходили подводные  излияния лавы.

В Pg и неогене, когда Кавказ был островом, он был  покрыт вечнозеленой тропической растительностью (полтавская флора). Однако начиная  с олигоцена сюда проникают элементы тургайской флоры, которые, смешиваясь с полтавской, дали начало средиземноморско-тургайской флоре — древней, реликтовой, преимущественно лесной растительности. В сарматский век (неоген) обособились колхидский и гирканский (талышский) флористические центры. Для этой флоры были характерны: магнолии, камфорный лавр (элементы полтавской флоры), а также ива, груша, граб, орех, ильм, клен (тургайская флора). Из хвойных росли секвойя и сосна. Позднее флора Кавказа приобретала все более бореальный облик, северные формы вытесняли тропические и субтропические вечнозеленые растения, что, наконец, привело к господству листопадных лесов.

К концу N рельеф Кавказа  подвергался сильным эрозионным процессам. В результате получили широкое  распространение формы зрелого  рельефа — поверхности выравнивания, обширные долины с ровными днищами, куэстовые формы. Рельеф осевой зоны Кавказа имел высоты до 3-х тыс.м.

В четвертичном периоде произошло  резкое омоложение рельефа Б.Кавказа  и Закавказского нагорья. Древние  поверхности выравнивания оказались приподнятыми и расчлененными глубокими ущельями. Амплитуда четвертичных поднятия в осевой зоне составила 1,5-2,5 тыс.м, по периферии намного меньше.

Поднятие Закавказского  нагорья приурочено к 2 зонам по краевым  горным хребтам Малого Кавказа и массивам Джавахетско-Армянского нагорья (Арагац, Гегамский хребет, часть Зангезурского хребта). В Джавахетско-Армянском нагорье широко проявился четвертичный вулканизм. В это же время в Б.Кавказе регионами вулканизма были Эльбрус, Казбек.

Тектонические движения и общее похолодание климата в северном полушарии привело к развитию горного оледенения. Прослеживаются 2 ледниковые эпохи, соответствующие периодам московского и валдайского оледенений.

В современную  эпоху тектоническое развитие Кавказа продолжается. Район осевой части Б.Кавказа, хр. Малого Кавказа, Джавахетско-Армянского нагорья продолжают подниматься со скоростью 1-2 см/год. Колхидская и Куринская низменности погружаются со скоростью до 0,6 см/год. Этим объясняется сейсмичность Кавказа. Это зона 6-7 балльных землетрясений. Восточная часть южного склона и Закавказское нагорье — зона проявления восьмибалльных землетрясений.

Отложения, слагающие  Кавказ, можно разделить на три  комплекса, соответствующие определенным этапам развития региона. Древнейшие докембрийские отложения, представленные гнейсами и разнообразными кристаллическими сланцами, встречаются в осевой части Главного хребта и в Северокавказском краевом массиве

Далее я рассмотрю  каждый этап геологической истории  Кавказской горной стараны более подробно.

Догерцинский  этап

Доверхнепалеозойская структура  Большого Кавказа представляет собой  микроплиты-террейны разделенные и  частично перекрытые зеленосланцевыми поясами, представляющими собой  в разной степени метаморфизованные  палеозойские остороводужные вулканогенно-осадочные комплексы, офиолиты и др. [Баранов, Пруцкий, 1995].

Есть основания  предполагать, что допалеозойская структура  равнинного Кавказа сходна со структурой Большого Кавказа. 
 
По палеомагнитным данным (фрагменты первичного основания) образовались (консолидировались) или испытали глубокий метаморфизм далеко друг от друга. По данным Шевлягина Е.В (1982, 1986) сопоставленным с палеогеодинамической схемой [(Зоненшайн и др 1987) часть материала сформировалась вблизи с южным Уралом и Казахстаном.  
 
Сохранившиеся фрагменты древнейшей сиалической протокоры на большом Кавказе – мигматиты зоны Главного Хребта. Начальный метаморфизм этих пород проходил в гранулитовой фации и носил региональный характер. Затем, вероятно, породы претерпели очаговый диафторез (повторный, обычно низкотемпературный метаморфизм) сопровождавшийся палингенезом (частичным плавлением). Стронциевое соотношение в мигматитах (0.7264-0.7313) свидетельствует о их неоднократном плавлении. Гранитоиды испытали частичную перекристаллизацию в байкальскую и герцинскую эпоху складчатости и метасоматическое ( т.е. с сильным изменением состава) "омоложение", что привело к завышению возрастных датировок. По изотопным датировкам возраст протоплиты составляет 2-2,5 млрд. лет. Региональный метаморфизм с выплавкой мигматитов происходил 600-606 млн лет. назад. В байкальское и герцинское время происходило метасоматическое преобразование мигматитов с ретроградным (т.е. повторным) метаморфизмом андалузит-силиманитового и амфиболитового типо 
 
Породы Макерского аллохтона, вероятно, сформировались в условиях позднепротерозойского внутриконтинентального рифта.

 Вопрос об  условиях образования толщ с  метабазитами не совсем ясен: возможно они сформировались  в условиях рифтогенной впадины  (джимидонская толща). Однако не ясно был ли это один бассейн или отложения разных бассейнов были позднее тектонически совмещены. По В.В. Иванову метавулканиты и первично терригенные отложения фемического комплекса Бульгенского параавтахтона близки к островодужным. 
 
Наиболее уверенно фрагменты раннегерцинской колчеданоносной островодужной системы картируются в покровах горст-синклинория Передового Хребта, Шахе-Лабинской зоны, горст-антиклинория Главного Хребта. Возможно магнитные породы Предкавказья близки к островодужным. Единственный достоверный реликт океанической коры догерцинской плиты картируется в горст-сиклинории Предового хребта. Здесь встречается классический офиолитовый комплекс: гипербазиты, габро, базиты,  островодужный комплекс (толериты, известково-щелочные базальты, иногда тахибазальты, туфы, турбидиты, карбонатно-терригенные породы).

Герцинский этап развития начинается с девона. Область прогибания в это время охватила все Предкавказье и Большой Кавказ.

Предкавказье  накапливались преимущественно  терригенно-карбонатные морские отложения. По южной окраине зоны прогибания (Пшекиш-Тырныаузская шовная зона) в девоне и раннем карбоне сформировалась мощная (до 5-6 км) вулканогенно-осадочная толща, представленная основными, реже кислыми эффузивами и их туфами в сочетании с глинистыми сланцами, песчаниками и известняками.

В конце нижнего карбона  произошла герцинская складчатость, сопровождавшаяся внедрением магм, после  которой весь регион существует как  орогенная область.

Средне- и верхнекарбоновые отложения представлены типичной молассой. Пермские и частично нижнетриасовые отложения — континентальные песчано-конгломератовые толщи с кислыми эффузивами и их туфами. На западе Большого Кавказа верхняя пермь представлена маломощными известняками.

Отложения этих двух комплексов образуют нижний структурный ярус гор и складчатый фундамент Скифской плиты.

Существенная перестройка  структурного плана произошла на Кавказе в конце триаса — начале юры, когда резко усилились тектонические  движения. Произошло раздробление на отдельные глыбы и общее опускание южной части герцинской складчатой области (территории современного Большого Кавказа). С этого времени начинается альпийский этап развития, в течение которого северный склон Большого Кавказа представлял собой миогеосинклиналь. Здесь накопились достаточно мощные нижне- и среднеюрские песчано-глинистые отложения. Местами мощность их превышает 10-12 км (Короновский В.Н., 1976), но может сокращаться и до 2-3 км. К середине юры трансгрессия распространилась в восточную часть Скифской плиты. В средней юре произошла слабая складчатость, местами внедрились гранитные интрузии. Вслед за этим началась верхнеюрская трансгрессия, отложения которой представлены преимущественно карбонатными породами (известняками и доломитами). Эта трансгрессия охватила и Скифскую плиту, в пределах которой отлагались разнообразные по составу отложения (терригенные, карбонатные, соленосные, гипсоносные и пестроцветные). Поднятия в конце юры привели к регрессии моря и смене морских отложений лагунными в пределах Большого Кавказа.

В мелу снова началась морская  трансгрессия, которая частично охватила и Скифскую плиту. Низы нижнего мела (неоком) представлены на Кавказе различными известняками с прослоями мергелей и песчаников. Остальная часть  разреза слагается терригенными породами, что свидетельствует о возобновлении поднятий.

Обширная верхнемеловая  морская трансгрессия охватила не только Большой Кавказ, Скифскую плиту, но и юг Восточно-Европейской платформы. Отложения ее представлены комплексом карбонатных пород. На Большом Кавказе это — известняки и мергели, на Скифской плите — мергели и писчий мел, достигающие местами мощности 2 км. Лишь в самых низах толщи встречаются терригенные отложения. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей практически всю территорию Кавказа. Лишь вдоль осевой части гор оставалась цепь островов, вытянутых с запада-северо-запада на восток-юго-восток. Позднее все шире распространялись поднятия, начавшиеся в центральной части Большого Кавказа, на границе мела и палеогена.

Палеогеновые поднятия привели к образованию в области Большого Кавказа массива суши, который в дальнейшем все более разрастался, но до среднего неогена все еще оставался островом. Палеоцен-эоценовые отложения северного склона Большого Кавказа представлены песчано-мергельными толщами мощностью в первые сотни метров. На Скифской плите песчано-глинистые отложения этого возраста, накопившиеся в относительно мелководных морях, распространены широко.

В олигоцене (Р3) Большой Кавказ вступил в орогенный этап развития, в течение которого происходило формирование горного сооружения Кавказа и связанных с ним краевых прогибов. Предкавказский краевой прогиб, состоящий из отдельных частных прогибов, заложился по северной периферии во время еще невысокого поднятия Большого Кавказа.

Он сложен мощной толщей пород олигоцен-четвертичного  возраста. В пределах всего краевого прогиба распространены отложения  майкопской серии (олигоцен-нижнемиоценовые), представленные темными, часто битуминозными  глинами с различной примесью песчанистого материала. Майкопская серия формировалась в основном за счет материала, поступающего со Скифской плиты, но и с Кавказа в это время поступал еще достаточно тонкий материал, так как в раннюю орогенную стадию (олигоцен — средний миоцен) происходило спокойное поднятие небольшой амплитуды. В позднеорогенную стадию (поздний миоцен — антропоген), когда темп воздымания гор резко возрос и в результате мощных восходящих движений возник высокогорный рельеф, усилилось его разрушение, в краевых прогибах стал накапливаться более грубый материал с обилием конгломератов — грубая моласса.

В конце миоцена — раннем плиоцене (N13-N21 ) происходит воздымание поперечного поднятия (Ставропольское поднятие — Минераловодческий перешеек — Центральный Кавказ — Дзирульский  массив в Закавказье), в результате которого освобождается от моря центральная часть Предкавказья и возникает огромная суша, протянувшаяся к Волге. Благодаря этому единый Черноморско-Каспийский бассейн разделяется на два, следствием чего явились различия в осадконакоплении в западной и восточной частях Скифской плиты. Лишь временами связь между этими морскими бассейнами возобновлялась по Манычскому прогибу и Кавказ вновь отделялся от Восточно-Европейской (Русской) равнины.

Плиоценовые отложения отличаются большой фациальной изменчивостью. На поднятиях отложения многих горизонтов совсем отсутствуют или мощность их уменьшается: обычно колеблется в пределах десятков, реже — сотен метров. В целом отмечается постепенное расширение континентальных фаций и сокращение морских. Лишь в акчагыльскую трансгрессию произошло затопление пониженных участков.

Наряду с поднятиями горных областей в позднеорогенную стадию и формированием высокогорного  рельефа шли процессы континентальной  денудации. Наметились и основные орографические элементы Большого Кавказа — хребты осевой зоны и куэстовые гряды северного склона, которые, правда, были ниже, чем в настоящее время. На границе Большого Кавказа с эпигерцинской Скифской плитой в миоцен-плиоценовое время возник Минераловодческий магматический район, где произошло внедрение интрузий (Пятигорские лакколиты).

Альпийский  этап развития  
Альпийский цикл в геологической истории Кавказа можно разделить на несколько подэтапов: 
 
1) Раннеальпийский (J_1,2) - пассивная континетальная окраина (шельф задугового бассейна), осевая часть задугового бассейна, островная дуга, участки тектоно-магматической активизации. 
2) Позднеальпийский (мальм-эоценовый) пассивная континетальная окраина (шельф задугового бассейна), острованая дуга. 
3) Постколлизионный этап тектоно-магматической активизации в неоген-четвертичное время [Баранов, Пруцкий, 1995].

 
 
Раннеальпийский (киммерийский) этап начался  в обстановке растяженя. Происходит раскрытие юрского бассейна в  результате расхождения Скифской платформы  и Закавказской плиты. Между ними закложился глубоководный задуговой бассейн с базальтовым магматизмом в осевой части и известково-щелочным риолитовым (риолит - изверженная горная порода кислого состава с вкрапленниками кварца и полевых шпатов, содержащая вулканическое стекло в основной массе) магматизмом в его плечах. 
 
На южной окраине Скифской платформы в условиях континентального шельфа накапливаются мелководные, терригенные, местами угленосные отложения, известково-щелочной магматизм. На континенальном склоне и его подножье – глубоководные  терригенные отложения с незначительным развитием вулканогенных пород известково-щелочного тренда. В осевой части бассейна развиваются аспидные сланцы и турбидиты с горизонтами толеитовых базальтов. 
 
В байосе на Закавказской плите начала функционировать собственно островная дуга, о чем свидетельствуют мощные толщи вулканогенно-терригенных отложений. С развитием задугового бассейна, вероятно, связаны диабазовые дайковые пояса (Казбекский и Кахетинский), располагавщиеся в северной тыловой части зоны общего растяжения, в отложениях континетального шельфа. Общую зональность осложняют участки тектоно-магматической активизации, вероятно связанные с зонами локального спрединга. 
 
В конце бата происходит смена обстановки растяжения на коллизию Закавказской островной дуги и Восточно Европейской континетальной окраины, в результате которой формируются зоны раннеальпийской складчатости. Местами проявляется гранитоидный магматизм  (Санчаро-Кардыванский комплекс). Отложения осевой части бассейна большей частью были субдуцированы, а частью выжаты на край плиты с образованием пакетов тектонических покровов. 
С киммерийской эпохой складчатости связанно формирование или по крайней мере заложение юрских депресий (Штулу-Хоресской и др.) 
 
В Позднеальпийский этап образуется мальм-эоценовый задуговой бассейн, а к югу от него - островодужная обстановка.

18

 На северном  шельфе (Скифская платформа и  Ростовский выступ Украинского  щита) накапливаются нефритовые  карбонатно-терригенные отложения,  иногда лагунные осадки. 
В мальм-эоценовом задуговом бассейне накапливается карбонатно-терригенный флиш. В сеномане – ничтожные проявления базальтоидного субщелочного вулканизма на Скифской платоформе в Центрально-Кавказской складчато-разрывной зоне и в задуговом бассейне. Островная дуга распологалась восновном за пределами Большого Кавказа. Ведущий геодинамический процесс этого этапа – закрытие океана Тетис коллизия и просколлизионные процессы тектоно-магматической активизации. 
 
В олигоцене образовался обширный эпиконтинетальный морской бассейн, заложились передовые прогибы, началось формирование орогенного поднятия, сопровождаемое зарождением покровов и связанных с ними олистостромовых шельфов.

В четвертичном периоде произошло  резкое омоложение рельефа Большого Кавказа и Закавказского нагорья. Древние поверхности выравнивания оказались приподнятыми и расчленёнными глубокими ущельями. Амплитуда четвертичных поднятий в осевой зоне составила 1,5-2,5 тыс. м, по периферии намного меньше. Поднятие Закавказского нагорья приурочено к двум зонам по краевым горным хребтам Малого Кавказа и массивам Джавахетско-Армянского нагорья (Арагац, Гегамский хребет, часть Зангезурского хребта). В Джавахетско-Армянском нагорье широко проявился четвертичный вулканизм. В это же время в Большом Кавказе происходило извержение вулканов Эльбрус и Казбек.

На протяжении всего четвертичного  периода на Кавказе чередовались прохладно-влажные (ледниково-плювиальные) и тепло-сухие (межледниково-межплювиальные) климатические фазы,

19

сопровождавшиеся  изменениями уровня и конфигурации омывающих эту страну Черноморского и Каспийского бассейнов, перемещениям снеговой границы и других ландшафтных рубежей. Тектонические движения и общее похолодание климата в Северном полушарии привело к развитию горного оледенения. Хорошо прослеживаются 2 ледниковые эпохи, соответствующие периодам московского и валдайского оледенений. Московское оледенение охватывало не только Главный Кавказский хребет, но и передовые. Ледники по долинам опускались на 30-45 км, ледники подножий опускались до 500 м. Валдайское оледенение было только горно-долинным, ледники подножий отсутствовали. Для валдайского оледенения характерно восемь стадий отступания ледников в западной части Кавказа и до шести стадий — в восточной.

Четвертичное оледенение привело к полному вымиранию теплолюбивых видов на Северном Кавказе. Они сохранились лишь в некоторых убежищах Закавказья. В ледниковые эпохи растительность оттеснялась с гор к предгорьям. Во время Московского оледенения существовал непосредственный контакт кавказской флоры и северной приледниковой, следствием чего явилось проникновение на Кавказ с приледниковых пространств Восточно-Европейской равнины арктических растений. Существование в течение значительного периода времени морского пролива на месте Кумо-Манычской впадины ограничивало проникновение восточноевропейских видов на территорию Кавказа. И хотя после нижнехвалынской трансгрессии ложбина осушилась, на Кавказ могли проникнуть лишь степные виды. Представителям северных лесов путь был закрыт обширными открытыми пространствами, поэтому на Кавказе нет таёжных животных (кроме сибирской косули) и мало таёжных птиц.

20

Наиболее резко  выраженной межледниковой эпохой была предпоследняя (лихвинская), разделяющая  днепровское и московское оледенения, во время которой средняя температура поднялась на 3-4°, снеговая граница и верхний предел древесной растительности повысились на 600—800 м по сравнению с их современным положением. В лесах жили леопарды и обезьяны. Ледники в горах почти исчезли. Уровень Каспийского моря стоял ниже, чем в ледниковые эпохи, а уровень Чёрного моря — выше, чем в современную эпоху. В Закавказье в это время жили люди неандертальского типа. После лихвинского (миндель-рисского) межледниковья наступило похолодание и увлажнение климата, сопровождавшиеся увеличением оледенения гор и лесистости низин. Теплолюбивые животные в основном вымерли. В пещерах вместо неандертальцев обитали люди более развитого типа, пользовавшиеся уже достаточно тщательно обработанными орудиями из кремня и обсидиана.

В современную эпоху продолжается тектоническое развитие Кавказа. На его территории проводились повторные нивелировки, которые позволили установить не только направление, но и скорость тектонических движений. Большой Кавказ продолжает подниматься со скоростью 10-13 (местами 15) мм в год. Скорость опускания в Куринском прогибе достигает 4-6 мм в год. В послеледниковое время на Кавказе возникли новые центры видообразования, с которыми связан молодой эндемизм.