Постановление Правительства Республики Северная Осетия-Алания от 10.12.2010 № 354

                       Неоплейстоцен и голоцен

     Отложения неоплейстоцена и голоцена распространены как в  горных,
так и в предгорных областях. Генетически они очень  разнообразны.  Все
они являются континентальными образованиями, приуроченными к днищам  и
склонам  эрозионных  и  тектонических  депрессий,  и   принадлежат   к
следующим основным генетическим группам:
     1. Ледниковые отложения - морены (грубообломочные несортированные
неслоистые накопления).
     2. Флювиогляциальные,  аллювиальные  и   пролювиальные   валунно-
галечные отложения, пески, суглинки.
     3. Озерные отложения - глины, суглинки, диатомиты и др.
     4. Склоновые отложения - элювий, делювий,  коллювий  обрушения  и
оползания, солифлюкционные накопления.
     5. Вулканические образования.
     В предгорной и межгорной депрессиях широко развиты следующие типы
отложений:
     1. Аллювиально-флювиогляциальные,       аллювиально-пролювиальные
отложения предгорных равнин - галечники, суглинки, пески.
     2. Аллювиальные отложения речных террас.
     3. Лессовидные  суглинки  полигенного  происхождения,   венчающие
(обычно) разрез террас.
     В основу   расчленения    антропогеновых    отложений    положена
стратиграфия   отложений   речных   террас   в  предгорьях,  увязанная
А.В.Кожевниковым, М.Ю.Никитиным и др. (1989-1995) с террасами Каспия и
моренными  комплексами,  развитыми в горной области.  По относительным
высотам в  бассейнах  рек  Терек-Сулак  ими  выделено  17  террас.  На
территории РСО-А выделено 11 террас.

           Нижнее звено неоплейстоцена (Q)  бакинский ярус

     В  Горной  Осетии  галечные  террасы  выявлены  по    р.Ардон   с
относительной высотой до  380  м  и  моренные  отложения  миндельского
оледенения мощностью 20 м. В  разрезах  Терско-Каспийского  передового
прогиба   появление   в   толще   переслаивания   песков   с   глинами
грубообломочного материала объясняется  выносом  его  мощными  речными
потоками, в нашем случае - р.Терек  с ее притоками. Морские  отложения
не проникают в зону Терского хребта.
     Мощность песчаных пачек варьирует от 10 до 30 м.  Общая  мощность
нижнего звена в зоне Владикавказской котловины 150-250 м. Севернее,  в
Моздокской  впадине,  те  же  грубозернистые  пески,  чередующиеся   с
глинами, представлены двумя пачками по  20-30  м  мощности.  Суммарная
мощность отложений в Моздокской  впадине  около  100  м.  По  возрасту
отложения нижнего звена соотносятся  с  миндельским  оледенением.  Как
самостоятельная стратиграфическая единица нижнее звено не нашло своего
ясного   отражения   из-за   отсутствия   четких   литологических    и
палеоботанических критериев и недостаточностью наблюдений, в  связи  с
чем терригенные отложения этого звена в большинстве  случаев  показаны
объединенными с отложениями  среднего  звена  неоплейстоцена.  Среднее
звено неоплейстоцена  хазарский ярус.
     Комплекс отложений, относимых к среднему  неоплейстоцену,  весьма
представителен.  Широко  распространены  морены  Терских   оледенений,
аллювий речных террас. К северу от Скалистого хребта во время  Терских
оледенений  формировались  мощные  флювиогляциальные  и   аллювиальные
толщи, слагающие  ряд  террас.  Аллювий  в  горах  -  валунный,  плохо
сортированный,  переходящий  в  толщи   флювиогляциального   типа,   к
предгорьям становится валунно-галечным с большим количеством  песчаной
составляющей.  Среди  аллювиальных  толщ   Владикавказской   котловины
выделяются горизонты селевого типа, содержащие глыбы  андезитов,  реже
гранитов,  размером  до  3-4  м  в  поперечнике.   В   верхней   части
аллювиальных толщ  обособляются  супесчано-суглинистые  горизонты,  за
пределами рассматриваемой территории,   по   данным    А.В.Кожевникова
(1989), прослеживается переход песчано-галечных аллювиальных отложений
к опесчаненным и опресненным горизонтам  морского  разреза  (по  линии
Моздок-Кизляр). Суглинистые свиты  среднего  плейстоцена  сливаются  с
моренными глинистыми, охарактеризованными хазарской фауной.
     Межфазовый перерыв  между  I  и  II  фазами  Рисского  оледенения
характеризуется (Пламеневский, 1948) следующим разрезом:
     1) пачкой грубых песков, состоящих из зерен разнообразных пород -
андезитов, диабазов, гранитов, глинистых сланцев и песчаников лейаса и
верхнеюрских известняков, с линзами и прослоями галечников и  валунами
того же состава. Мощность пачки 50-80 м.  Падение  пологое  -  3-5°  в
северных румбах. Значительная фильтрационная  способность  этой  пачки
использовалась в пределах  г.Владикавказа в  качестве  коллектора  для
поглотительных колодцев;
     2) толщей флювиогляциальных отложений,  которая  в  виде  мощного
пласта покрывает все более древние  четвертичные  отложения  почти  на
всей площади Владикавказской котловины.  По  составу  валунно-галечный
материал этой толщи представлен гранитами, гранодиоритами,  диабазами,
дацитами, андезитами, трахитами, песчаниками, сланцами,  известняками.
Выше по разрезу,  в   районе г.Владикавказа, Л.Н.Пламеневский отмечает
слой мощностью 0,5-2  м  типичного  моренного  материала,  перекрытого
тонким  (5-10  см)  прослоем  белого  пепла,  переходящего  местами  в
вулканический  туф.  В   межфазовый   перерыв,   перед   2-м   Терским
оледенением, наблюдается мощный слой жирных желто-бурых глин мощностью
4-10 м.
     На отдельных участках коренное дно    р.Терек  опущено  под  урез
современного русла - от 100 м в  Джайраховской  впадине  до  170  м  в
Редантской. Нижнюю часть этой толщи в этих впадинах относят к среднему
неоплейстоцену. Такого же возраста отложения Тарской депрессии.
     Мощность средненеоплейстоценовых отложений в Горной  Осетии  150-
170 м.
     Севернее отложения среднего неоплейстоцена  сложены  из  песчано-
суглинистых материалов с гравелитами в ложе,  разработанном   р.Терек.
Мощность их - 100-200 м.
     Глины и суглинки  этого  звена  отрабатываются  в  карьерах  ряда
месторождений (Орджоникидзевское, Алагирское, Дурдурское  и  др.)  для
производства кирпича.
     На разрезах через Владикавказскую котловину и Моздокскую (Терско-
Кумскую) впадины отложения нижнего и среднего звеньев объединены.

            Верхнее звено неоплейстоцена - Хвалынский ярус

     В  предгорной  и  горной  частях  рассматриваемой  территории   к
верхнему звену неоплейстоцена относятся отложения, слагающие  комплекс
террас с III по VI, а некоторые исследователи относят сюда  и  VII.  С
раннебезенгийским оледенением связаны V, VI и VII террасы в  50-60  м,
100-120 м и 140-170 м высоты,  соответственно,  над  руслом    р.Терек
между селами Нижний Ларс-Чми  и  ряд  реликтов  моренных  отложений  в
долинах рек южнее Скалистого  хребта.  Представлены  отложения  террас
валунно-галечным материалом с  прослоями  селевых  фаций  и  остатками
перемытой морены на VII террасе. Общая мощность аллювия  V-VII  террас
достигает 100 м и более.
     С позднебезенгийским оледенением связаны морены в средних  частях
отрогов,  и  III  и  IV  террасы,  также  сложенные   валунно-галечным
материалом с примесью  песчаного.  Мощность  аллювия  этих  террас  не
превышает 5 м.
     В Терско-Каспийском     передовом    прогибе,    на    территории
Владикавказской котловины,  к верхнему звену  неоплейстоцена  отнесены
толщи    аллювиально-флювиогляциальных   и   аллювиально-пролювиальных
отложений, сложенные валунно-галечным материалом с песчаным матриксом.
Обломочный  материал  представлен  компонентами различных изверженных,
метаморфических и осадочных пород Северного склона  Большого  Кавказа.
Некоторым  отличием  от  отложений  среднего  звена  является  меньшее
количество валунов роговообманкового  андезита  и  отсутствие  валунов
темно-серого     андезито-базальта.   Мощность    отложений         на
Кадгарон-Нартской площади    Владикавказской    котловины    достигает
230-400 м. Валунно-галечные отложения  перекрываются слоем зеленовато-
бурых  глин  мощностью   0,8-1,8   м    с гумуфицированным  горизонтом
погребенной почвы  мощностью  0,3-0,4 м.  Выше    залегают    моренные
отложения,  по Л.Н.Пламеневскому (1948),   или  селевые отложения,  по
А.В.Кожевникову    (1989),    которые   характеризуются    скоплениями
огромных  валунов  из гранита,  диабаза  и прочих пород, расположенных
в виде гряды, ориентированной  в  предгорной  части  нормально  к  оси
русла    р.Терек.  Глины кирпичные, поздненеоплейстоценового возраста,
разрабатываются на месторождениях Дигорском, Кадгаронском и др.
     В широтной части долины  р.Терек (Моздокский район) откартировано
6 низких террас, прислоненных к VII надпойменной хазарской,  сложенных
мощными суглинками от уреза воды.
     На обширном пространстве Затеречной равнины, к  северо-западу  от
г.Моздок,  на  более  древних  элементах  рельефа  (в  частности,  VII
террасы),  сформировался  довольно  мощный  покров   эоловых   лессов.
Мощность лессов - до 18-20 м.
     На Надтеречной равнине, примыкающей к северному  склону  Терского
хребта, эоловые лессы сочленяются с суглинистыми фациями пролювиальных
конусов, выходящих из  овражно-балочных  элементов  рельефа.  Овражно-
балочный аллювий, суглинки, супеси, иногда с галькой - тесно связанный
с пролювием  боковых  ложбин,  заполняет  Алханчуртскую  синклинальную
зону. Возраст аллювиально-пролювиальных отложений  зоны  соответствует
верхнему звену неоплейстоцена, но в ряде случаев устанавливаются более
древние генерации.

                               Голоцен

     Этот отдел четвертичной системы  представлен  на  рассматриваемой
территории рядом различных генетических типов отложений:  элювиальных,
аллювиальных, делювиальных, пролювиальных, коллювиальных (обрушения  и
оползания), флювиогляциальных, ледниковых (моренных) и  выделенными  в
отдельный генетический тип - льдом и фирном ледников. Кроме  того,  на
картах не нашли своего отражения озерные и техногенные типы  отложений
- из-за малых размеров участков их распространения.
     Аллювиальные отложения пойм, I и II надпойменных  террас  развиты
во всех долинах, кроме участков  прорыва  в  горных  районах.  Аллювий
сложен валунно-галечно-гравийным материалом с мелкими линзами песков и
суглинков. В горной местности материал аллювия относительно крупнее по
сравнению с равнинной частью территории. Гранулометрический состав  их
в горной части Осетии изменяется в пределах: валуны 41-26%, галька 41-
52%, песок 17-28%, алевритовых и пелитовых частиц 9-11%.
     Валунно-галечный  материал  представлен  магматическими  породами
(гранитами, андезитами, диабазами) 51-76%;  метаморфическими  породами
(кристаллическими сланцами, кварцитами)  20-10%;  осадочными  породами
(известняками, доломитами, глинистыми сланцами) 22-1%.
     Мощность руслового аллювия голоце-нового  возраста  в  предгорной
части до 55 м, в горной - до 10-15 м. Мощность  аллювия  террас  -  не
более 5 м (Кожевников, 1977).
     Голоцен  характеризуется  последними   стадиями   отступания   II
Безенгийского  оледенения,  исторической  стадией  оледенения  VII-XIX
веков (Милановский,  Хаин,  1963),  т.е.  "малый  ледниковый  период".
Стадии оледенений фиксируются конечно-моренными  валами  в  трогах  на
различных участках высокогорной зоны. Морены ранних стадий  оледенения
глубоко  погребены  на  дне  трогов  под  поздне-  и  послеледниковыми
накоплениями. Наиболее молодые  морены,  относящиеся  к  середине  XIX
века, местами отстоящие от современного края  ледников  на  1,5-2  км,
указывают не на остановку, а на некоторое общее расширение кавказского
оледенения в эту эпоху, сменившееся значительной деградацией  ледников
за последнее столетие.
     В настоящее время на территории Горной Осетии  насчитывается  236
ледников с общей площадью  оледенения  156,74  км2.  На  геологической
карте  СССР  масштаба  1:1000000  (1986)  лед  выделен  как  отдельный
генетический тип четвертичных образований.
     Ниже моренных образований  в  долинах  рек  в  высокогорной  зоне
развиты  флювиогляциальные  отложения,  которые  обычно  перекрываются
коллювиальными и коллювиально-делювиальными образованиями.
     Валунно-галечно-гравийный  материал  морен  и   флювиогляциальных
отложений и цементирующие их пески и суглинки очень  разнообразны;  их
состав находится в прямой  зависимости  от  состава  пород,  слагающих
борта и днище ледниковых долин.
     Пролювиальные накопления образуют  конуса  выноса  в  приустьевых
частях  небольших  ручьев  и  временных   водотоков   и   состоят   из
несортированного или  слабо  сортированного  обломочного  материала  -
песка,  щебня  и  мелких  глыб,  перемешанных   с   алеврито-глинистым
материалом.
     Коллювий  оползания  особенно   широко   развит   вдоль   эскарпа
Скалистого  хребта.  Сложены  оползни  щебнем   и   мелкими   глыбами,
сцементированными  суглинком.  Большинство  их  находится  в  активной
стадии развития. Мощность оползневых образований иногда достигает 100-
120 м и более.
     Коллювий   обрушения    довольно    широко    распространен    на
рассматриваемой территории, в ее горной части.  Развит  он  на  крутых
участках  склонов  и  представлен  глыбами,   щебнем   горных   пород,
перемешанных с суглинком.
     Техногенные отложения пользуются  широким  распространением.  Они
представлены отвалами пород в устьях действующих и отработанных горных
выработок,   отстойниками   обогатительных   фабрик    (Мизурской    и
Фиагдонской), в которых  и  происходит  накопление  алеврито-пелитовых
частиц горных пород, преобразующихся со временем в суглинок,  свалками
отходов человеческой деятельности в городах и поселках.
     В районах распространения многолетней и сезонной мерзлоты  широко
развиты  солифлюкционные   процессы,   формирующие   псевдотеррасы   -
невысокие  уступы,  сложенные   мелкоземом   и   плывунным   глинистым
материалом, иногда  с  включением  щебня.  Солифлюкационные  отложения
формируются на склонах крутизной до 8-25°.
     Вулканогенные  образования  голоценового  возраста   представлены
рядом мелких вулканов на склонах горы  Казбек  с  андезит-дацитовым  и
андезит-базальтовым составом продуктов извержения.

                      Вулканические образования

     Проявления   и    продукты    вулканической    деятельности    на
рассматриваемой территории известны в верхнепалеозойских,  мезозойских
и кайнозойских отложениях.

                     Верхнепалеозойский вулканизм

     В пределах Ардон-Дарьяльской зоны  он  пользуется  незначительным
развитием в разрезах баддонской и мидаграбинской свит.

                       Баддонская свита (C3bd)

     Вулканогенные образования наблюдаются преимущественно  в  разрезе
нижней части свиты, где они представлены туфо-песчаниками, туффитами и
маломощными горизонтами лав  андезитового  состава.  В  верхней  части
свиты  отмечаются   горизонты   туфоконгломератов.   Туфопесчаники   и
туфоалевролиты пестроокрашенные, коричневато-серые,  зеленовато-серые,
слоистые.  В  них  наблюдаются   маломощные   прослои   (до   10   см)
тонкозернистых мафитов. Мощность прослоев туфогенных пород - до 1,0 м.
     Лавы андезитов  отмечаются  в  районе    р.Мидаграбиндон.  Породы
зеленовато-серые, плотные, структура порфировая. Степень  насыщенности
вулканогенным материалом разреза нижней части баддонской свиты  низкая
(5-10%) и весьма неоднородная, что может, видимо, свидетельствовать  о
пульсационном характере вулканизма.

                   Мидаграбинская свита (C3-P1 md)

     Как  и  в  баддонской,  наряду  с  нормально-осадочными  породами
наблюдаются, большей частью,  пирокластические  образования  и  редкие
горизонты  эффузивов  андезитового  состава.  Разрез  свиты  в   целом
изменчив, и  количество  вулканогенного  материала  в  разных  районах
различно.
     Вулканогенные и вулканогенно-терригенные отложения мидаграбинской
свиты подвержены региональному метаморфизму низшей ступени,  дроблению
с образованием вторичных сланцеватых и параллельных текстур.

                        Мезозойский вулканизм

     Он проявился  в  Горной  Осетии  на отдельных участках и в разное
время. В триасовый период в Мамисон-Казбекской зоне, западнее р.Ардон,
вулканическая  деятельность проявилась в виде образований адайкомского
вулканогенного  горизонта  андезит-дацит-базальтовой  формации   среди
отложений  арнагской толщи.  В триас     - раннеюрское время в этой же
Мамисон-Казбекской зоне проявилась  вулканоплутоническая  деятельность
фиагдонского  комплекса.  По  В.Л.Масайтису  (1979),  это  -  формация
натриевых базальтов.  Представлен  фиагдонский  комплекс  покровами  и
потоками базальтоидов, развитых в составе средней подсвиты циклаурской
свиты,  и тесно  ассоциирующими  с  ними  силлами  и  мелкими  штоками
субинтрузивных образований.
     Среди  эффузивных  образований  отмечаются  базальты   порфировой
структуры, андезито-базальты, спилиты, витрофиры, вариолиты. Наряду  с
порфировыми базальтами, отмечаются тела пикритов,  которые  интенсивно
серпентизированы   и   оталькованы.   Пирокластические    образования,
представленные литокластическими туфами, распространены незначительно.
Интрузивные образования фиагдонского комплекса  представлены  дайками,
силлами, штоками, петрографические  и  петрохимические  характеристики
которых очень сходны с их эффузивными аналогами. В  составе  пород  на
рассматриваемой площади  выделяются  базальты,  микрогаббро,  диабазы,
габбро-порфириты  (диабазовые  порфирита),  мелкозернистые  габбро   и
серпентизированные     перидотиты.     Перечисленные     разновидности
представляют собой свежие и в различной степени измененные породы, для
которых термин "диабаз" является собирательным.
     В   раннеюрское   время   вулканическая   деятельность   наиболее
интенсивно проявилась в пределах Дигоро-Осетинской  зоны,  особенно  в
обрамлении   Садоно-Унальского   горста,    где    она    представлена
вулканогенными образованиями андезит-дацитовой формации  в  отложениях
садонской свиты (андезиты, дациты  и  их  пирокластические  разности).
Туфопесчаники в отложениях мизурской свиты, вероятно, не что иное, как
перемытый материал вулканогенных пород садонской свиты.
     В  пределах  Ардон-Дарьяльской  зоны  раннеюрские   вулканогенные
образования андезит-дацитовой формации развиты в отложениях кистинской
и белореченской свит, в основном, в первой. В зоне южного склона среди
отложений верхней подсвиты казбекской  свиты  также  встречаются  туфы
раннеюрского   возраста,   происхождение   которых    достоверно    не
установлено.

                        Кайнозойский вулканизм

     Он представлен в Горной Осетии Казбекским вулканическим  массивом
Эльбрусско - Казбекского вулканического комплекса.  Полигенный  вулкан
Казбек приурочен к пересечению продольного Адайком-Казбекского разлома
с поперечным Казбек-Цхинвальским. Его коническая вершина опирается  на
высокоподнятые   и   интенсивно   дислоцированные   нижне-среднеюрские
отложения зоны Южного склона. В  строении  Казбекского  вулканического
массива выделяется вулканический конус и расходящиеся во  все  стороны
от главной вершины лавовые потоки, большинство  которых  находится  на
территории Грузии. Потоки, в большинстве  случаев,  состоят  из  серии
разновозрастных, наслоенных друг  на  друга  потоков.  В  строении  их
принимают участие такие разновидности четвертичных  вулканогенов,  как
андезиты, андезито-дациты, дациты,  лавобрекчии  (агломератовые  лавы)
андезито-дацитового состава и горизонты туфов.
     Вулканический комплекс  Казбека  практически  целиком  скрыт  под
фирновой шапкой. Сложен он голоценовой дацитовой и  андезито-дацитовой
лавой с порфировыми  вкрапленниками  авгита  и  плагиоклаза.  Наиболее
древними вулканогенными отложениями данного района  являются  продукты
ранненеоплейстоценовых  извержений,  представленные  темно-серыми   до
черных  андезитами  и  андезито-дацитами,  которые  с  резким  угловым
несогласием  залегают  на  глинистых  сланцах  гудушаурской  свиты.  В
составе   нижне-неоплейстоценовых    отложений    выделяются    четыре
самостоятельных   потока,   разделенных горизонтами  туфов.  В  районе
г.Майлихох их общая мощность достигает 250-270 м.
     Средненеоплейстоценовые (Qn) образования перекрывают  как  нижне-
неоплейстоценовые вулканогены, так и  глинистые  сланцы  гудушаурской,
казбекской и циклаурской  свит.  Среди  них  по  особенностям  состава
выделено  четыре  горизонта  (потока),  которые   представляют   собой
чередование  буровато-серых  и  розоватых  туфов,   лав,   лавобрекчии
андезито-дацитового      и      дацитового      состава.      Мощность
средненеоплейстоценовых образований - 310-380 м.
     Вулканогены позднеплейстоценового  возраста,  развитые  на  южном
склоне    г.Майлихох,    также    подразделяются   на   ряд   потоков,
представленных  темно-серыми  до  черных  андезитами   со   столбчатой
отдельностью,  зеленовато-серыми   лавобрекчиями   андезито-дацитового
состава, светло-серых дацитов  и  агломератовой  лавой  с  горизонтами
туфов      андезито-дацитового      состава.      Общая       мощность
верхненеоплейстоценовых образований 320-350 м.

                       Интрузивные образования
                        Палеозойские интрузии
                     Туялинский комплекс(vPZ1tl)

     Наиболее типичными породами комплекса  являются  габбро,  габбро-
диориты  и  диориты;  реже  встречаются  гранодиориты  и   гипербазиты
(пироксениты,  перидотиты,  горнблендиты).  В  рассматриваемом  районе
породы комплекса развиты в пределах Балкаро-Дигорского  поднятия  и  в
выступах инфраструктуры  (Тоторс-Уазахохский  (Вазахохский)  блок).  В
южном  направлении  количество  выходов  пород  комплекса  (как  и  их
размеры) уменьшается. К югу от Северо-Штулинского, как и к  северу  от
Мессинского разломов, образования туялинского  комплекса  отсутствуют.
Среди  мигматитов   интрузивные   породы   туялинского   комплекса   в
большинстве случаев образуют  субизометричные  ксенолитоподобные  тела
неправильной формы.

                    Хуппаринский комплекс (PZ1h)

     В гранитах Главного хребта Караугом-Цейского и  Гаудор-Мизурского
массивов  широко  развиты  дайкообразные  тела,  останцы  и  ксенолиты
преимущественно  диоритового,  реже  габброидного   состава,   которые
выделяются В.А.Ермаковым   (1981) в  хуппаринский  комплекс.  Наиболее
широко  они  развиты  в  верховьях   р.Хуппара,    где     встречаются
штокообразные тела площадью до 0,1 кв. км, в верховьях  р.Даргонком, а
также в нижнем течении pp.Садон и  Баддон.   На  всей  территории,  за
исключением   Цейского   ущелья,   породы   хуппаринского    комплекса
представлены   серыми   и   темно-серыми   с   зеленоватым    оттенком
мелкозернистыми, иногда порфировидными диоритами. В  Цейской  интрузии
породы, относимые к хуппаринскому комплексу,  слагают  останцы  черных
средне-крупнозернистых  роговообманковых  габбро.  Породы   обычно   в
значительной мере  подвержены  вторичным  изменениям  (карбонатизации,
окварцеванию и серицитизациии).

                    Кассарский комплекс (PZ2 ks)

     Граниты  касарсского  комплекса  пространственно   приурочены   к
кассарской  подзоне  зоны  Главного  хребта.  С  породами  баддонской,
чанчахской свит они имеют тектонические контакты. На участке  развития
Караугомского  и  Цейского  ледников  кассарские  граниты  прорываются
цейскими гранитами дигорской вулкано-плутонической ассоциации.
     Наиболее типичными гранитами  являются  порфировидные  такситовые
граниты Кассарского ущелья. Отличаются  наличием  большого  количества
(25-30%) крупных порфировидных  выделений  калиевого  полевого  шпата,
которые ориентированы согласно с полосчатостью, но  нередко  и  вкрест
нее. Мелкочешуйчатый биотит  (до  10-15%)  образует  струи  и  пленки,
огибающие  порфировидные  кристаллы.  Основная  масса  мелкозернистая,
существенно  кварцевая  с  биотитом.  Примерно  в  середине  комплекса
исчезает   полосчатость   и   уменьшается   такситовость.    Постоянно
встречаются аплитовые жилы.
     В верховьях рек Нижний Лабагомдон и Баддон  граниты  с  массивной
текстурой пользуются широким развитием.  Для  них  характерны  светлые
тона, малое количество биотита (менее 10%), крупнозернистость и  также
наличие темно-серых полевых шпатов и кварца.  В  химическом  отношении
они полностью аналогичны типичным кассарским гранитам.
     В    более    массивных    гранитах    сохраняются     реликтовые
гипидиоморфнозернистые    структуры,    сложенные    крупнотаблитчатым
плагиоклазом, порфировидным и ксеноморфным микроклином  и  кварцем,  а
также биотитом и мусковитом. В этих породах метасоматический  характер
микроклина не выглядит убедительным.

                   Белореченский комплекс (PZ2 b)

     Гранитоидные  образования  белореченского  комплекса   пользуются
достаточно широким  площадным  распространением.  На  западе  наиболее
крупные  их  массивы  приурочены  к  Балкаро-Дигорскому  поднятию,   к
границам выступов инфраструктуры.  Выходы  гранитоидов  белореченского
комплекса  наблюдаются  также  в  пределах  Садоно-Унальского  горста,
Фиагдонской антиклинали, Таймази-Лабагомского (Центрального)  поднятия
и в выжатых чешуях фундамента в Штулу-Харесской грабен-синклинали.
     В     составе      комплекса      откартированы      относительно
равномернозернистые и порфировидные разности крупнозернистых  (крупно-
среднезернистых) двуслюдяных  и  биотитовых  гранитов.  В  большинстве
случаев   порфировидные   и   не   порфировидные   граниты    образуют
самостоятельные, тектонически обособленные выходы, хотя в ряде случаев
(верховья  р.Хазнидон  и  др.)   между   ними  наблюдаются  фациальные
переходы в пределах одного массива. В верховьях  р.Бартуидон, к югу от
Гавизетского  разрыва,   откартирован   крупный   массив   гранитоидов
белореченского комплекса, в котором с севера на юг  наблюдается  смена
порфировидных гранитов непорфировидыми разностями, а затем  тоналитами
и гранодиоритами. В настоящее время и те, и другие разности  относятся
к основной интрузивной фазе комплекса.  Более  поздних  (в  том  числе
дайковых) фаз в этом массиве нет.
     Химический и минеральный состав порфировидных гранитов  варьирует
в широких пределах. Наибольшие количественные вариации характерны  для
микроклина от 11,3 до 30,0%; биотита от 3,5 до 20,5%; плагиоклаза - от
17,5 до 30,5% и мусковита от 2,8 до 10,0%.
     Химический  и  минеральный  состав  не  порфировидных   гранитов:
наибольшие количественные вариации характерны для мусковита -  от  2,3
до 11,70%, в меньшей степени это отмечается у  биотита  -  от  4,5  до
11,1%, плагиоклаза от 21,8 до 31,5% и микроклина - от 17,9 до 29,5%.
     Нередко  белореченские  граниты  представляют  собой  средне-   и
крупнозернистые  порфировидные  массивные,  чаще  такситовые   породы.
Такситовость обусловлена, как правило, колебанием содержания  биотита,
неравномерным  распределением  крупных  кристаллов  микроклина,   реже
изменением зернистости. Цвет серый, розовато-серый, реже розовый.
     Наиболее  меланократовые  разновидности  гранитов  приурочены   к
полосе, обогащенной ксенолитами диоритов хуппаринского комплекса,  где
они представлены гранодиоритами с постепенными переходами к гранитам.
     Основное  количество  жил  и  дайкообразных  тел,  представленных
аплитами и пегматитами, размещается в  пределах  такситовых  разностей
гранитов, в областях развития ксенолитов хуппаринского комплекса  и  в
останцах кровли кристаллических сланцев.
     Аплиты и пегматиты тесно связаны между собой. Макроскопически они
представляют  собой  породы  мелко-  и  крупнозернистые,  массивные  и
полосчатые, и состоят из равных количеств кислого плагиоклаза,  кварца
и микроклина, а также небольшого количества мусковита, реже биотита.

                     Уллукамский комплекс (PZ3b)

     Граниты уллукамского комплекса являются широко  распространенными
интрузивными образованиями описываемого  района.  Они  присутствуют  в
зоне Главного  хребта,  где  принимают  участие  в  строении  Балкаро-
Дигорского поднятия,  Садоно-Унальского  горста,  Таймази-Лабагомского
(Центрального)   поднятия   (его   блоков:    Рудного,    Саухохского,
Хуппаринского)  и  Фиагдонской   антиклинали   (Бакотинского   блока).
Наиболее значительные их выходы обнажаются в верховьях  рек  Караугом,
Бартуидон и в  междуречье  Хазнидон-Псыгансу.  Слагают  они  небольшие
субизометричные, неправильные, часто вытянутые в широтном  направлении
массивы размером до 25 км2, вскрытые эрозионной деятельностью  рек  на
глубину от 200 до  2200  метров,  и  различно  ориентированные  мелкие
дайки, расположенные обычно вблизи массивов.
     Вмещающими  породами  для  мелкозернистых  двуслюдяных   гранитов
служат мигматиты верхнебалкарского комплекса,  граниты  белореченского
магматического  комплекса,   а   также   метаморфические   образования
уазахохского комплекса, буронской и ктитибердинской свит.  Контакты  с
вмещающими породами  магматические,  реже  тектонические.  Контактовые
изменения в гранитах проявлены слабо и сводятся  обычно  к  уменьшению
размеров  зерен  слагающих  минералов  (зоны  закалки)  и   увеличению
количества мусковита и кварца (апикальные выступы  и  пологозалегающие
контакты). При внедрении гранитов уллукамского комплекса в  гранитоиды
белореченского  последние  зачастую  подвергались  микроклинизации.  К
апикальным частям интрузивных тел и вмещающей их рамы приурочены  жилы
пегматитов и аплитов, ассоциирующие с гранитами.
     В составе уллукамского комплекса (Энна и  др.,  1987)  выделяются
граниты,  лейкократовые  граниты,  аплиты,  пегматиты,  альбитовые   и
грейзеновые метасоматиты, которые формировались в две фазы. К  первой,
главной интрузивной фазе, относятся крупные массивы,  штоки  гранитов;
ко второй  -  дайки  лейкократовых  гранитов,  аплитов,  пегматитов  и
связанные с ними метасоматические образования.

                      Мезозойские интрузии (MZ)

     Магматизм   мезозоя   проявился,    в    основном,    в    триас-
ранне-среднеюрское время в пределах зоны Главного хребта,  а  также  в
Дигоро-Осетинской, Ардон-Дарьяльской и Мамисон-Казбекской зонах.
     В  триас-раннеюрское  время  сформировался  фиагдонский  вулкано-
плутонический комплекс.
     В  раннеюрское  время  имела  место  вулканическая  деятельность,
приведшая  к  накоплению  вулканогенных  образований  в  садонской   и
кистинской свитах и  в  белореченской  толще.  К  началу  средней  юры
относится образование  дигорской  вулкано-плутонической  ассоциации  в
составе Цейской интрузии  и  группы  разнообразных  по  составу  даек,
которые  проявились  в  междуречье  Ардон-Сонгутидон.  Чуть  позже,  в
байосский век, проявились образования казбекского дайкового комплекса,
входившие раньше в состав динди-дагского комплекса (Ермаков, 1981),  а
еще раньше в состав "Диабазового пояса" (Варданянц, 1935).

              Дигорская вулкано-плутоническая ассоциация

     Образования    дигорской     вулкано-плутонической     ассоциации
представлены тремя фазами магматического процесса:
     1-я фаза - дайками андезитов, андезито-базальтов, анамезитов;
     2-я фаза - массивом (Цейским) и штоками гранодиоритов,  кварцевых
диоритов, диоритов, гранитов и эруптивных брекчий;
     3-я фаза  -  штоками  и  дайками  гранит-порфиров,  порфировидных
диоритов и  диоритов,  аплитов,  трахиандезитов,  пегматит-гранитов  и
дайками,  нерасчлененными  по  возрасту:   порфировидных   дацитов   и
андезито-дацитов, а также дацитов, андезитов и микродиоритов.
     Возраст   дигорской   ассоциации   пород   принят   как   средне-
позднеюрский, по данным определения его калий-аргоновым,  свинцовым  и
стронциевым методами.
     I фаза дигорской  вулкано-плутонической  ассоциации  представлена
последовательно   внедрявшимися   субвулканическими   телами   средне-
основного состава,  образующими  комагматичный  ряд  от  андезитов  до
базальтов  (анамезитов).  Андезито-базальты  -  массивные   породы   с
тонкоплитчатой  отдельностью  и  редкими  порфировыми   вкрапленниками
пигиоклаза.  Цвет  -  от  темно-фиолетового  до  почти   черного.   По
минералогическим  особенностям  среди  андезито-базальтов   выделяются
роговообманково-биотит-пироксе-новые     и     биотит-роговообманковые
разности. Для них характерны порфировая структура и  трахитоидная  или
атаксито текстуры. Базальты (анамезиты) - массивные роды, окрашенные в
темно-серый до черного цвета, микро-мелкозернистые со слабо  заметными
мелкими порфировыми вкрапленниками.
     II фаза дигорской вулкано-плутонической  ассоциации  представлена
Цейской  диорит-гранодиоритовой  интрузией  штоков  и  даек  диоритов,
кварцевых диоритов, гранитов  и  эруптивных  брекчий.  Цейский  массив
располагается  в  области  ледников  -  Цейский,  Николаева,  Чанчахи,
Тбилиса, Караугомский. Отдельные выходы штоков и дайкоподобных тел  II
фазы расположены  восточнее  Цейского  массива,  среди  гранитов  зоны
Главного хребта, на участке, ограниченном на западе  р.Сардидон, а  на
востоке р.Ардон.   Следует  отметить  наличие  образований  I  фазы  в
Садоно-Унальском горсте и в терригенных  отложениях  Ардонской  серии,
что подтверждает среднеюрский возраст образований  дигорской  вулкано-
плутонической  ассоциации.  Цейский  массив  сложен   роговообманково-
биотитовыми диоритами и гранодиоритами, содержащими  в  нижних  частях
Цейской  долины  большое   количество   ксенолитов   основных   пород.
Макроскопически гранодиориты и тоналиты представляют собой зеленовато-
серые  крупнозернистые   массивные   породы.   Под   микроскопом   они
обнаруживают гипидио-морфнозернистую, иногда порфировидную структуры.
     К III фазе дигорской  вулкано-плутоничесюй  ассоциации  относятся
магматические породы, широко развитые в Садоно-Мизурском блоке. Породы
этой фазы встречены на 7, 9, 11 горизонтах  месторождения  Садов,  где
они в виде штоков и даек  вертикально  залегают  в  верхнепалеозойских
гранитах и имеют мощность 8-10 м (Цветков, 1977). Им же  отмечен  факт
прерывания  дайкой  гранодиорит-порфира  дайки  (подводящегo   канала)
дацитового состава на 7 горизонте месторождения Садон.
     В   составе   этой   фазы   объединены   породы   гипабиссальной,
субвулканической  и  жильной  фаций,  прорывающие  как   вулканогенно-
терригенные  породы  лейаса  и  низов  доггера,  так  и  магматогенные
образования первых  двух  фаз  дигорской  ассоциации.  По  минералого-
текстурным особенностям выделяются микродиориты,  гранодиорит-порфиры,
гранит-порфиры,   тоналиты,    плагиограниты,    аплиты,    а    также
субвулканические  и   жильные   андезиты,   андезито-дациты,   дациты,
трахиандезиты, риолиты.
     K.B.Давыдовым  (1988) выделена также группа пород в  Джимидонском
блоке,  представленная  калиевыми  трахиандезитами,  которые  образуют
единичные небольшие изометричные штоки, прорывающие  породы  садонской
свиты и сопровождаемые многочисленными апофизами.

                     Казбекский байковый комплекс

     Дайки казбекского комплекса  прослеживаются  полосой  субширотной
ориентировки с неоднозначной интенсивностью их проявления на отдельных
участках.   Значительное   количество   даек   казбекского   комплекса
встречается в бассейне р.Урух,  где они прорывают отложения зинцарской
свиты в районе селения Дзинага. На геологической карте  хорошо  видно,
что  ориентировка  ряда  даек  полностью  подчиняется   общему   плану
тектоники площади - с простиранием в общекавказском направлении.
     В  составе  казбекского  комплекса  различаются  дайки  диабазов,
диабазовых  порфиритов  и  микрогаббро.  Макроскопические  образования
представляют собой зеленые, темно-зеленые мелкозернистые породы обычно
однородные,    массивные,    слабо    выветрелые,    очень    прочные,
преимущественно это субвертикальные, секущие слоистость, прямолинейные
дайки; местами попадаются четковидные и будинированные  дайки.  Иногда
встречаются сложные дайки.
     Под    микроскопом    породы    комплекса    имеют    порфировую,
бластопорфировую,  офитовую  структуру   и   массивную,   реже   слабо
брекчиевидную или сланцевую текстуры.
     Учитывая  геологическую   ситуацию,   можно   предположить,   что
формирование  даек  казбекского   комплекса   проходило   в   условиях
растяжения континентальной коры в  тыловой  части  ранне-среднеюрского
задугового бассейна. Восточнее изученного  района  отмечается  участие
даек в складчатости нижне-среднеюрских отложений, что  свидетельствует
об их более раннем внедрении, чем время формирования  основного  веера
складчатости.  В  то  же  время  верхнеааленские  отложения   являются
наиболее молодыми, прорываемыми дайками описываемого комплекса.

                      Кайнозойские интрузии (KZ)
                      Теплинский комплекс (N21)

     Интрузивные   образования   теплинского   комплекса   на   западе
описываемой площади отмечаются в пределах Штулу-Харесской депрессии, в
истоках рек Танадон и Урух, на  северных  склонах  Главного  хребта  в
левом  борту  ледника  Бартуицете.  Встречаются  они  как  в  гранитах
кристаллического  фундамента,  так  и  в   перекрывающих   их   юрских
отложениях. Простирание даек преимущественно северо-западное с  крутым
(до  80°)  углом  падения.  Восточнее,  в  верховьях    pp.Сонгутидон,
Фиагдон, В.А.Ермаков  (1981)  по взаимоотношению между собой различных
петрографических  разновидностей  выделил  четыре   фазы   становления
теплинского комплекса:  первая  -  дайки  фельзитов;  вторая  -  дайки
гранит-порфиров, риолито-дацитов и дацитов; третья - массивы  и  штоки
дацитов, гранодиоритов и гранитов; четвертая - штоки и дайки  дацитов,
андезито-дацитов, диабазов. Он считает,  что  теплинский  комплекс  по
составу  пород  и  условиям  их  нахождения   соответствует   формации
субвулканических гранитов.
     Становление пород комплекса, как отмечено выше, осуществлялось  в
4 фазы; при этом основная интрузивная фаза  внедрялась  предпоследней.
Массивы  интрузивной  фазы  имеют  неоднородное  строение,   благодаря
наличию краевой, более кислой зоны, представленной гранитами.
     Становление  интрузивной  3-й  фазы  сопровождалось   сохранением
субвулканических условий в некоторых  объемах,  в  которых  образуются
породы, подобные вулканическим брекчиям.  С  этими  брекчиями  связана
интенсивная   эманационная   деятельность.   Отмечаются   значительные
превышения кларков следующих элементов: Са, W, РЬ, Ag, Bi, Mo, Sn, As.
Кроме того, корреляция микроэлементов с калием, натрием и  кремнеземом
в  дайках  комплекса  указывает  на  связь  редких  металлов  и   меди
субщелочными  дифференциатами.  Очевидно,  что  такая   закономерность
существует и в интрузивной фазе. В связи с этим  интерес  представляет
южная часть Сонгутидонского массива, где значительный ее объем  сложен
лейкократовыми гранитами. Дайки четвертой фазы сопровождаются  видимым
оруденением, когда они пространственно сопряжены с интрузиями.

                  Ультраметаморфогенные образования

     Метаморфогенные  нестратифицированные  образования   представлены
верхнепротерозойскими ультраметаморфическими породами, которые  широко
развиты  в  зоне  Главного  хребта,  слагая   выступы   инфраструктуры
кристаллического фундамента. Они  представлены  мигматитами  различной
степени мигматизации с разным субстратом  мигматизированных  пород.  В
пределах  области  их  развития  выделено  три   ультраметаморфических
комплекса - галдорский, верхнебалкарский и уазахохский.

                     Галдорский комплекс (PR2gl)

     Галдорский    комплекс    образует    Галдорскую    литопластину,
тектонически  обособленную  от  вмещающих  образований.  Развит  он  в
пределах  Черек-Урухского  выступа  инфраструктуры,  в  его   наиболее
поднятых  Балкарском  и  Галдорском  блоках.  Первая  (нижняя)   толща
галдорского   комплекса   в   пределах   Галдорского   блока   сложена
тонкополосчатыми мигматитами,  развитыми  по  мезокраговым  гнейсам  и
биотитовым  сланцам,  слабо  мигматизированными  гнейсами  и  теневыми
мигматитами,  местами  переходящими  в  такситовые  анатектит-граниты.
Видимая мощность  разреза  первой  толщи  составляет  770  м.  Верхние
горизонты  первой  толщи   без   видимого   несогласия   перекрываются
лейкократовыми квардатовидными гнейсами второй толщи.
     Вторая толща  галдорского  комплекса  характеризуется  обрывистым
микрорельефом и характерным лейкократовым обликом слагающих ее  пород.
В целом породы второй толщи могут выступать  своеобразным  маркирующим
горизонтом в разрезе комплекса. Сложена она  слабо  мигматизированными
зеленовато-серыми,   кварцитовидными   лейкократовыми    гнейсами    с
единичными  прослоями  (до  1  м)  амфиболитов  и  лейкосомы  (10-15%)
прожилкового типа, кварц-полевошпатового и гранитоидного  состава,  от
мелко- до крупнозернистой структуры.  Общая  мощность  разреза  второй
толщи 685-700 м. Толща без видимого несогласия перекрывается  породами
третьей толщи.
     Третья толща, характеризуемая преобладанием в разрезе мигматитов,
развитых по мезократовым биотитовым гнейсам и сланцам,  сложена  слабо
мигматизированными биотитовыми и амфибол-биотитовыми сланцами, местами
с вкрапленностью розового граната, мигматитами по  биотитовым  сланцам
темно-серого цвета, лейкосомой (40-45%) кварц-полевошпатового состава,
прожилково-плойчатого типа (2-10 см, с единичными прослоями  мощностью
от  2,0  м  до  5,0  м)  и  темно-серыми,   слабо   мигматизированными
тонкополосчатыми  биотитовыми   гнейсами.   Общая   мощность   разреза
мигматитов третьей толщи составляет 630-680 м.
     Четвертая толща галдорского комплекса согласно перекрывает породы
третьей толщи  и  обнажается  в  пригребневой  части  водораздела  рек
Псыгансу-Хазнидон и левых  притоков  р.Урух.   В   значительной  части
породы толщи перекрыты  ледниками  и  для  непосредственного  изучения
часто недоступны. В разрезе толщи преобладают мигматиты по  биотитовым
сланцам, реже встречаются биотитовые гнейсы  и  амфиболиты.  Лейкосома
кварц-полевошпатового состава, прожилкового (0,1-1,5 до  10  м),  реже
полосчато-плойчатого до пегматитового  типа.  Лейкосома  составляет  в
среднем до 30% разреза  толщи,  придавая  ей  грубо-полосчатый  облик.
Видимая мощность толщи достигает 750-700 м, а галдорского комплекса  в
целом - 2835-2950 м.
     На севере породы галдорского комплекса по  надвигу  перекрываются
мигматитами верхнебалкарского  комплекса,  на  западе  и  востоке  они
ограничены субмеридиональными разрывами.

                  Верхнебалкарский комплекс (PR2 vb)

     Впервые он  выделен  в  качестве  самостоятельного  подразделения
Н.Л.Энна и др.  (1997).  Представляет собой мигматиты высокой  степени
мигматизации  по породам существенно сиалического субстрата (вероятно,
гнейсам и сланцам  с  редкими  жилами  амфиболитов).  В  классификации
Меннерта  (1971)  они  относятся  к диатектитам - шлировым мигматитам,
небулитам,  участками  до  анатектит-гранитов,   в   меньшей   степени
мигматитам средней степени мигматизации,  преимущественно сланцевого и
амфиболитового субстрата.  Наиболее широкое их развитие наблюдается  в
пределах  Дигорского  блока.  Породы  комплекса слагают водораздельную
часть  ледниковых  цирков  массива  Нахашбита,  где  с  юга  и  запада
ограничены разрывными нарушениями.
     Они также развиты в верховье и приводораздельной части междуречья
Хазнидон-Билагидон, протягиваясь далее на восток вплоть до   г.Дашихох
(3760,2 м). Широкое поле  выходов  пород  верхнебалкарского  комплекса
наблюдается также северо-восточнее по  обоим  бортам    р.Билагидон  в
среднем и нижнем его течении и в правом борту р.Урух,  напротив  устья
р.Билагидон.

                    Уазахохский комплекс (PR2 vz)

     Впервые выделен  Л.Н.Энна  и  др.  Комплекс  имеет   ограниченное
распространение.  Основные выходы отмечаются на южных склонах Уазахох,
где  в  виде  небольшой  по  протяженности   полосы   (4,5   км)   они
прослеживаются    в    широтном   направлении.   Отдельные   небольшие
изолированные выходы  отмечаются  к  западу  от  Уазахох,  в  верховье
р.Лахумедон.  В  структурном плане описываемые образования участвуют в
строении Тоторс-Уазахохского тектонического  блока.  С  белореченскими
гранитами  имеют  нормальный интрузивный контакт.  Характер контакта с
другими палеозойскими образованиями - туялинскими  габбро-диоритами  -
тектонический.   По   степени   метаморфизма  в  составе  Уазахохского
комплекса выделяются два подкомплекса.  Нижний представлен гнейсами  с
подчиненным   значением  сланцев  и  с  телами  анатектит-гранитов.  В
строении  верхнего  подкомплекса  принимают   участие,   в   основном,
мигматизированные сланцы с телами субщелочных  анатектит-гранитов.

                              Тектоника

     Формирование Кавказского   высокогорного   орогенического   пояса
произошло   в   результате   столкновения   Аравийской  эпибайкальской
платформы с  расположенной  севернее  Скифской  эпигерцинской  плитой.
Этому  событию предшествовала длительная и сложная история,  в которой
значительная роль  принадлежит  микроплитам  и  террейнам.  По  мнению
Л.П.Зоненшайна  и  др.  (1990),  до  столкновения  главных континентов
основные тектонические события в  Кавказском  регионе  происходили  за
счет  аккреционной  тектоники,  т.е.  за  счет  поступления чужеродных
блоков земной коры в зону субдукции активной окраины Евразии.
     В истории формирования Кавказского орогена немалую  роль  сыграла
крупная  региональная  структура,  известная  под  названием  "Главное
Транскавказское     поперечное     поднятие",     протянувшаяся      в
субмеридиональном направлении  от  Ставропольского  поднятия  Скифской
плиты до Мардынского (Диабанырского)  поднятия  на  севере  Аравийской
платформы.  Эта   поперечная   зона   характеризуется   тенденцией   к
относительному поднятию всех пересекаемых ею продольных  тектонических
зон. Воздымание Транскавказского  поперечного  поднятия  происходит  с
палеозоя до настоящего времени, последовательно усиливаясь в орогенном
этапе альпийского цикла и особенно в  позднеорогенной  стадии,  что  с
этим   поднятием    совпадает    область    регионального    максимума
изостатических гравитационных аномалий большой интенсивности; поднятию
свойственен  мощный   позднекайнозойский   вулканизм   Транскавказское
поперечное   поднятие   является   северным   продолжением   Африкано-
Аравийского рифтово-вулканичесюго пояса, и  наиболее  высоко  поднятая
часть  Центрального  Кавказа   может   рассматриваться   как   участок
пересечения Средиземноморского и северной  части  Африкано-Аравийского
тектоно-магматических   поясов   (Милановский,   Короновский,    1973;
Милановский, 1976).

                    Антиклинорий Большого Кавказа

     Центральный Кавказ, в состав входят зоны Главного хребта, Дигоро-
Осетинская  и  Ардон-Дарьяльская  геологические   зоны,   представляет
вовлеченный  в  поднятие  южным  край   Скифской   плиты.   Именно   в
геологическом строении этой зоны запечатлены тектонические  структуры,
возникшие  при  различных  коллизионных  событиях  от  протерозоя   до
современного  времени,  распознаваемые  с  той   или   иной   степенью
достоверности.
     Центральный  Кавказ  охватывает  ядерную  часть  антиклинория   и
протягивается через всю Горную Осетию  в  субширотном  направлении.  С
севера он ограничивается зоной поддвига Скалистого  хребта,  с  юга  -
Главным,   Колотинским,   Чачским   надвигами   и    Сырхибарзондским,
Дарьяльским,  Гвилетским  взбросами.  Ширина  Центрального  Кавказа  в
междуречье Терек-Ардон колеблется от 9 до 18 км, и в среднем равна  12
км. Западнее р. Ардон ширина  его  увеличивается  до  22-29  км  и,  в
среднем, составляет здесь 25 км. В общей  сложности  в  Горной  Осетии
Центральный Кавказ занимает 1790 км2, что составляет 31% ее площади.
     Территория Центрального Кавказа к  западу  от  Ардон-Фиагдонского
водораздела входит в состав Садонского рудного района. В РСО-Алания  в
Центральном   Кавказе   выделенные    структурно-геологические    зоны
подразделяются на ряд более мелких  структурных  подразделений,  среди
которых заслуживают внимания нижеследующие объекты: Балкаро-Дигорское,
Тайман-Лабагомское   и   Шаухох-Дарьяльское   поднятия,    Фиагдонская
антиклиналь,  Штулу-Харесская  грабен-синклиналь  и,   наконец,   зона
киммерийской  складчатости.  Все  выделенные   тектонические   единицы
разбиты  на  многочисленные  блоки,  пластины   и   плиты,   смещенные
относительно друг друга часто надвинутые, иногда перевернутые.

                      Балкаро-Дигорское поднятие

     Балкаро-Дигорское поднятие занимает  481  км2  в  северо-западной
части Горной Осетии. С севера оно ограничено зоной надвига  Скалистого
хребта Северной моноклинали.  На  запад  поднятие  уходит  за  пределы
республики. На юге граница проходит по разломам,  отделяющим  поднятие
от Штупу-Харесской грабен-синклинали. На востоке - зона отделяется  от
зоны киммерийской складчатости Цамадским и Дагомским взбросами.
     Балкаро-Дигорское поднятие представлено  в  Горной  Осетии  двумя
горстами - Дигорским и Садоно-Унальским. Дигорский горст  представляет
собой   крупную   тектоническую    структуру    запад-северо-западного
простирания, существовавшую, по-видимому, уже  в  доюрское  время.  По
отношению к  смежным  зонам  поднятие  образует  наиболее  возвышенную
часть, выраженную в рельефе Суганским хребтом. В  строении  Дигорского
горста основную роль играют  образования  кристаллического  основания,
среди которых ультраметаморфические породы  инфраструктуры  составляют
значительный объем.
     Дигорский горст  разбит  на  12  тектонических  блоков.  Наиболее
крупным из них  является  одноименный  -  Дигорский  блок,  занимающий
центральную часть горста. Этот блок является наиболее поднятым  как  в
геологическом плане, так и орографически.  В  рельефе  он  выражен  на
левобережье    р.Урух  Суганским  хребтом,  а  на   правом   борту   -
Хошхинхохским  массивом.  Блок  осложнен  многочисленными   разломами,
преимущественно   субширотной    и    северо-западной    ориентировки.
Ограничивается блок крупными разломами: на севере -  Гебинондонским  и
Тоторс-Махчесским, на юге - Северо-Штулинским и Суридон-Хунсарским, на
востоке - Галаусдонским.
     Остальные 11 блоков,  входящие  в  структуру  Дигорского  горста,
представлены:    Тоторс-Уазахохским,     Суридонским,     Фаснальским,
Казатхохским, Допогонидонским,  Сонгути-Цебойтинским,  Нахашбитинским,
Задалеск-Мастиногским, Донифарсским, Кумбультинско-Мацутинским блоками
и Сонгутидонским поперечным прогибом.
     Садоно-Унальскийгорст протягивается в субширотном направлении  на
27 км между долиной   р.Донисардон  на  западе  и  перевалом  Кора  на
востоке.   Сложен   горст   породами    кристаллического    основания,
представленными  средне-верхнепалеозойскими   гранитоидами   мигматит-
гранитовой и гранитовой формаций, а  также  перекрывающими  их  ранне-
среднеюрскими отложениями андезито-дацитовой,  морской  терригенной  и
глинисто-сланцевой формаций.  Горст  представляет  собой  тектонически
сложно  построенное  сооружение,  сложенное   разновеликими   блоками,
претерпевшими в разной степени ротацию, и  аллохтонными  пластинами  и
покровами.
     Ногкау-Мизурский блок,  имея  форму  суживающегося  с  запада  на
восток   клина,   располагается   между    Садонским    и    Архонским
месторождениями.  Ядро  блока  нацело  сложено   гранитами   мигматит-
гранитовой среднепалеозойской формации,  среди  которых  располагаются
неправильной формы небольшие тела гранодиоритов  и  диоритов  этой  же
формации. В северо-западной части блока гранитоиды ядра  перекрываются
вулканитами  нижне-среднелейасовой  андезито-дацитовой  формации,   на
которых местами залегают нашлепки песчаников  среднелейасовой  морской
терригенной формации.
     В  южной  части  Ногкау-Мизурский  блок   осложняется   Мизурским
взбросо-сдвигом и Коринским взбросом, которые отделяют здесь Турбинную
пластину и Каридонский блок. Турбинная пластина сложена гранитоидами и
надвинута с юга на граниты  ядра  блока,  а  в  западной  части  -  на
надвинутые на граниты ядра глинистые сланцы, формируя здесь тем  самым
Дадасау-Битаровский глинисто-сланцевый  клин.  Коринский  блок  сложен
гранитоидами и залегающими  на  них  маломощными  линзами  вулканитов,
перекрываемых пакетом мизурских песчаников; его наибольшая мощность на
Ардон-Бадском водоразделе достигает 100 м. По Коринскому взбросу  блок
надвинут на гранитоиды Турбинной  пластины,  а  западным  и  восточным
окончаниями  -  на  глинистые  сланцы,  перекрывающие   последнюю.   В
результате этого были сформированы: на востоке  -  сложно  построенный
Коринский (Дзапарова, 1972) и на западе - менее изученный Надтурбинный
- сланцевые клинья.

                  Штулу-Харесская грабен-синклиналь

     Штулу-Харесская грабен-синклиналь выделяется  только  в  западной
части Горной Осетии и располагается между Балкаро-Дигорским и Таймази-
Лабагомским (Центральным) поднятиями. Грабен-синклиналь  протягивается
от перевала Штулу на западе до перевала Кора  на  востоке  -  в  общей
сложности на 66 км.  Ширина  этой  структуры  колеблется  от  6  км  в
наиболее широкой части (Сонгутидонский прогиб) до полного выклинивания
на  Кионском  поперечном  поднятии.  Восточное  окончание   депрессии,
зажатое между Джимидонским поднятием и Фиагдонской антиклиналью, имеет
ширину в 1-1,5  км  и  называется  Дихкомским  швом.  В  целом  Штулу-
Харесскую грабен-синклиналь в настоящее время можно рассматривать  как
шовную зону между Балкаро-Дигорским и Таймази-Лабагомским  поднятиями.
Площадь, занимаемая Штулу-Харесской грабен-синклиналью, равна 252 км2,
что составляет примерно 14% площади Центрального Кавказа  (в  пределах
Горной Осетии).
     Кионское поперечное поднятие делит грабен-синклиналь на 2 грабена
- Урухский и Ардонский.
     Урухский  грабен  расположен  между  водоразделами   рек   Черек-
Балкарский - Урух на западе и Урух - Ардон - на востоке. Длина его  40
км. Выполнен грабен песчано-глинистыми отложениями  нижне-среднеюрской
формации глинистых сланцев. В структурном плане отложения, выполняющие
Урухский грабен, образуют  в  целом  моноклинально  залегающий  пакет,
погружающийся  на  север  под  углом  40°.   Фиксируемая   в   породах
складчатость малоамплитудна  и,  как  правило,  тяготеет  к  разрывным
структурам.
     Из разрывов наиболее значимыми считаются Харесский,  Гавизетский,
Дзинагинский, Кайсарский, Скаттыкомский и  Каронхохский.  Эти  разломы
обусловливают блочную горсто-грабеновую структуру  Урухского  грабена,
что хорошо иллюстрируется в его западной  части,  где  на  поверхность
выведены  породы  фундамента.   Преобладающее   направление   разломов
субширотное, реже северо-западное. Широтные разломы имеют мощные  зоны
дробления с глинкой трения или притертыми плоскостями. Северо-западные
представлены зонами дробления мощностью от 0,2 м до 25 м.  Подавляющее
большинство  северо-западных  нарушений  сопровождается  густой  сетью
прожилкового окварцевания, а местами  и  довольно  мощными  кварцевыми
жилами с вкрапленностью сульфидов (Рылинский и др., 1965).
     Ардонский грабен расположен между водоразделами  pp.Урух-Ардон на
западе и Ардон-Фиагдон - на востоке. Длина его 26  км.  На  севере  он
ограничивается Садоно-Унальским горстом, на юге - восточным окончанием
Таймази-Лабагомского поднятия, Колотинским покровом Мамисон-Казбекской
геосутуры и Фиагдонской антиклиналью. Ширина грабена варьирует от 6 км
до 1 км.
     Выполнен грабен песчано-глинистыми отложениями нижне-среднеюрской
формации  глинистых  сланцев  и   подстилающими   их   песчаниками   и
вулканитами  морской  терригенной  и  андезито-дацитовой  формаций.  В
структурном плане Ардонский грабен является более сложным сооружением,
нежели Урухский, и представляет  сложно  построенную,  опрокинутую  на
север  синклиналь,  в  которой  выделяются  северная,  узкая,  глубоко
погруженная мульда и южная субгоризонтальная или слабо наклоненная  на
север плита (Нузальские блоки  и  Кайдонская  пластина).  Южное  крыло
складки  имеет  крутое  (75°)  южное   падение.   Северное   осложнено
надвигами, по которым глинистые  сланцы  из  грабена  выдавливаются  и
надвигаются на  гранитоиды  ядра  Садоно-Унальского  горста.  Строение
кровли кристаллического фундамента Ардонского грабена  Штулу-Харесской
депрессии исследовалось  на  ее  западном  фланге.  Глубина  залегания
фундамента в этой части грабена определяется ориентировочно в  1200  м
от поверхности (Цибиров и др., 1976).

                     Таймази-Лабагомское поднятие

     Таймази-Лабагомское поднятие     расположено    в    юго-западной
высокогорной части Горной Осетии,  занимая  здесь  склоны  Главного  и
Бокового  хребтов,  а  также северные отроги последнего.  Ось поднятия
протягивается от массива г.Лабода по Главному  Водораздельному  хребту
до   вершины  г.Адайхох  и  далее,  не  меняя  широтной  ориентировки,
переходит на Боковой хребет, протягиваясь по нему до массива г.Лабагом
и   далее   до   долины   р.Баддон.  Таймази-Лабагомское  поднятие  по
литологическому  составу  слагающих   его   пород   делится   на   две
тектонические подзоны: Танадон-Буронскую и Лабода-Цмиакомскую.
     Танадон-Буронская подзона ограничивается на севере  депрессионной
структурой Штулу-Харесской  грабен-синклинали,  а  на  юге  -  Лабода-
Караугомским и Цейдонским разломами, место сочленения которых залечено
внедрившимися Караугомским и Цейским массивами среднеюрской  Дигорской
вулкано-плутонической  ассоциации.  В   долине     р.Баддон    подзона
погружается под песчано-глинистые породы формации  глинистых  сланцев.
Сложена  подзона   преимущественно   средне-   и   верхнепалеозойскими
гранитоидами.   Магматические   породы   представлены    образованиями
диоритовой формации и габбро-диорит-грано-диоритовой группы  формаций,
тяготеющими к зонам крупных  разломов  общекавказской  ориентировки  и
системам традиноватости северо-западного простирания.
     К   Танадон-Буронской   подзоне   с   юга   по   линии    Лабода-
Караугом-Цейдодской тектонической зоны причленяется Лабода-Цмиакомская
подзона. Большая юго-западная часть ее находится за  пределами  Горной
Осетии.   Сложена    подзона    верхнепротерозойскими    образованиями
супраструктуры, представленными  кристаллическими  сланцами  касарской
свиты, относимыми к буульгенской  серии,  а  также  породами  гранито-
гнейсовой среднепалеозойской формации касарского комплекса.
     Кроме этого, в ее строении участвуют гранодиоритовые Караугомский
и Цейский массивы, а также штоки  и  дайковые  комплексы  среднеюрских
габбро-диорит-грано-диоритовой   (дигорский   комплекс)   и    габбро-
диабазовой (казбекский комплекс) формаций.
     Ограничивается  подзона  с  юга  тектонической   зоной   Главного
надвига,  являющегося,  по   сути   дела,   поддвигом,   по   которому
геологические образования более южных зон пододвигаются  под  Таймази-
Лабагомскую структуру, обеспечивая тем самым ее воздымание.

                     Саухох-Дарьяльское поднятие

     Расположено в юго-восточной части  Горной  Осетии,  где  занимает
гребень и склоны Бокового хребта. От Таймази-Лабагомского поднятия оно
отделяется сравнительно широким (12 км) Колотинским покровом.  Саухох-
Дарьяльское поднятие состоит из  сравнительно  крупных  Саухохского  и
Дарьяльского массивов, разделенных Чачским покровом. Саухохский массив
располагается в междуречье рек Фиагдон-Гизельдон. Ограничен  массив  с
севера юго-западной частью Джимара-Годтанадагского разлома  и  Цариит-
Цатадонским взбросом. Южная граница его представлена  Сырхибарзондским
взбросом. Ядерная часть блока  сложена  отложениями  позднекарбоновой,
сероцветной молассы, а также позднекарбоновой-раннепермской,  туффито-
песчаной и позднепермской,  карбонатной,  метаморфизованной  формаций.
Перекрываются    они     образованиями     раннелейасовой     формации
метапесчаников, кварцитов, узловатых  и  пятнистых  сланцев,  а  также
среднелейасовой,  аспидной  формации.  Перечисленные  породы   секутся
многочисленными  дайками   среднеюрской   габбро-диабазовой   формации
Казбекского комплекса. Фундамент массива, представленный, как отмечено
выше, палеозойскими формациями, обнажается в тектонических клиновидных
блоках и в ядре  Гизельдонской  антиклинали.  Некоторые  исследователи
рассматривают весь  Саухохский  массив  как  сложнопостроенную  горст-
антиклиналь (Долгов, 1988; Энна и др., 1988).

                       Фиагдонская антиклиналь

     Фиагдонская антиклиналь расположена в  центральной  части  Горной
Осетии,  где  занимает  долины  реки  Фиагдон  и  его  левого  притока
Цазиудон,  к  югу   от   сел.   Харисджын.   Фиагдонская   антиклиналь
представляет собой сундучную складку,  протянувшуюся  в  юго-восточном
направлении почти на 10 км и  имеющую  размах  крыльев  в  центральной
части около 5,5 км. Ее ядерная часть сложена породами кристаллического
фундамента.  Последние  представлены  образованиями  супраструктуры  и
средне-верхнепалеозойскими гранитоидами белореченского и  уллукамского
комплексов. Крылья антиклинали сложены породами  нижне-среднелейасовой
андезито-дацитовой, среднелейасовой морской  терригенной  формацией  и
нижне-среднеюрской формацией глинистых сланцев. Северное крыло складки
падает  на  север  под   углами   25-30°.   Южное   осложнено   серией
субпараллельных сбросов северо-западного простирания, придающих  крылу
ступенчатый характер. Широкое восточное крыло сравнительно полого (25-
45°) погружается на восток-юго-восток (95-110°) в долину  р.Цариитдон,
где ее  левый  склон  "бронируется"  нижней  частью  галиатской  свиты
нижнего тоара. Осевая плоскость  складки  проходит  вдоль  центральной
части кристаллического ядра в направлении 290-295° с  крутым  падением
на юго-запад. Шарнир складки  погружается  на  юго-восток,  на  правом
борту р.Фиагдон, и на северо-запад, в долине р.Гуырадон.
     Глыбовая   структура   Фиагдонской    антиклинали    определяется
субширотными разломами взбросового характера на севере и сбросового  -
на юге. Все эти разломы, как на севере, так  и  на  юге,  имеют  грубо
параллельную  ориентировку  с  крутым  (70-85°)   падением   в   южном
направлении. Амплитуды перемещений по ним определяются в пределах 600-
800 м.

                    Зона киммерийской складчатости

     Зона  киммерийской  складчатости  расположена  восточнее  Садоно-
Унальского  горста   и   Фиагдонской   антиклинали.   С   севера   она
ограничивается поддвигом Скалистого хребта, с юга - Цариит-Цатадонским
и  Белореченским  разломами,  отделяющими  ее  от  Шаухох-Дарьяльского
поднятия. Восточная граница зоны находится  за  пределами  описываемой
территории.
     По литологическому  составу  в  юрской  толще  зоны  киммерийской
складчатости  выделяются  две  подзоны:  Дагом-Даргавская  и  Цатадон-
Армхинская. Граница между  ними  проходит  по  Джимара-Годтанадагскому
разлому. Нижние  члены  юрского  разреза  в  Дагом-Даргавской  подзоне
представлены алевролитами и песчаниками мизурской свиты, выделяемыми в
морскую терригенную формацию  среднего  лейаса.  В  Цатадон-Армхинской
подзоне,   в   основании   изученной    части    юры,    располагаются
среднелейасовые  глинистые  сланцы  геналдонской   толщи,   содержащие
подчиненное количество песчаников.

                 Мамисон-Казбекский реликтовый рубец

     Зона имеет региональное общекавказское значение и  протягивается,
по крайней мере, между долинами рек Ингури  на  западе  и  Карачай  на
востоке, на протяжении около 550 км. Существует предположение, что  на
Западном Кавказе эта зона также имеет продолжение, а на участке  между
истоками р.Мзымта  и  долиной    р.Ингури  она  пододвинута  под  зону
Центрального Кавказа.
     В Горной Осетии Мамисон-Казбекский реликтовый рубец протягивается
от  Мамисонского  перевала  на  западе  до  Майли-Казбекского  горного
массива  на  востоке  и  уходит  далее  за  пределы  Осетии в верховья
р.Кистинки.  Протяженность его около 78 км при ширине 3-4 км.  Лишь на
участке   от  р.Баддон  до  р.Фиагдон  рубец  расширяется  до  11  км.
Описываемая геоструктура  ограничивается  зонами  разломов  на  севере
Главного  надвига,  Колотинского,  Сырхибарзондского,  Кайджинского  и
Гвилетского, а на юге - Адайком-Казбекского и Цесского.
     Выполнен реликтовый рубец породами арнагской и циклаурской  свит,
превращенных в  процессе  субдукции  океанического  дна  и,  особенно,
коллизии континентальных плит в хаотический комплекс, или микстит.

                Южная микроплита (зона Южного склона)

     В тектоническом отношении попадающая в Горную Осетию часть  Южной
микроплиты относится к структурам Южного склона  Большого  Кавказа.  В
Наро-Мамисонском районе  они  представлены  частями  двух  структурно-
тектонических зон -  зоны  Южного  склона  и  Чиаурского  синклинория.
Граница между этими зонами проходит по Тибскому  разлому.  Различаются
они, в основном, составом слагающих пород. Для  обеих  зон  характерны
полное  отсутствие  мезозойских  магматических  пород  и   пликативная
складчатость, несколько более напряженная в зоне Южного склона.

                         Северная моноклиналь

     Зона Северной  моноклинали  оконтуривает  с  юга  Владикавказскую
котловину  и  протягивается  в  восток-юго-восточном  направлении   от
границы с Кабардино-Балкарской республикой до  р.Ардон  и  в  широтном
направлении от  р.Ардон до границы  с  Республикой  Ингушетия.  Ширина
зоны колеблется от 8 до 20 км и в среднем равна  15  км.  Северная  ее
граница проводится по подошве лысогорской свиты, южная -  по  пологому
поддвигу, проходящему в  основании  эскарпа  Скалистого  хребта.  Зона
моноклинали охватывает Пастбищный и Скалистый  хребты,  представляющие
собой  типичные  куэсты  с  пологими  северными  склонами  и  крутыми,
обрывистыми южными.

             Главное Транскавказское поперечное поднятие

     Главное Транскавказское поперечное поднятие в  пределах  Северной
Осетии  представлено  своим  быстро  погружающимся  восточным  крылом,
которое с определенной степенью условности оконтуривается здесь серией
субмеридиональных разломов, протягивающихся  полосой  от  Каридонского
блока в бассейне  р.Урух на севере, к истокам   р.Адайком  на  юге.  В
целом  область  поперечного  поднятия  характеризуется   исключительно
высокой  поднятостью  и  глубокой  эродированностью   кристаллического
основания, обнаженного более чем на 80% его площади. Возможно,  именно
поэтому  в  Северной  Осетии  регионально  ультраметаморфизованные   и
глубоко  залегающие   верхнепротерозойские   формации   инфраструктуры
обнажаются только в  пределах  Главного  Транскавказского  поперечного
поднятия, что является одной из его характерных особенностей.
     Другой    особенностью    является    отсутствие    и     местами
редуцированность нижне-среднеюрских отложений. Такое  развитие  нижне-
среднеюрских отложений указывает, во-первых,  на  дискретный  характер
формирования  Главного  Транскавказского  поперечного  поднятия,   во-
вторых,  на  два  импульса  этого  формирования  -  раннелейасовый   и
предкелловейский, по-видимому, байосбатский, и,  в-третьих,  на  более
интенсивное  воздымание  северной  части  поднятия  по   сравнению   с
центральной.

                        Чиаурский синклинорий

     Занимает южную часть Наро-Мамисонского  района.  Сложен  породами
карбонатного   флиша,   имеющими   субширотное   до   северо-западного
простирание и смятыми в складки  разного  порядка.  Наиболее  крупными
складчатыми  структурами  здесь  являются  Техтинская  антиклиналь   и
расположенная южнее Бирахатская синклиналь.

                  Терско-Каспийский передовой прогиб

     Территория  РСО-Алания  пространственно  занимает   только   юго-
западное окончание  Терско-Каспийского  прогиба.  Южный  борт  прогиба
граничит с Северной моноклиналью Большого Кавказа. На западе он (борт)
осложнен Аргуданским выступом, а на востоке  -  Датыхским  (территория
Республики Ингушетия). Северная граница прогиба условно проводится (за
пределами РСО-Алания) по ступенчатому погружению южного края Ногайской
ступени.
     На этой  площади  выделены  следующие  контрастные  дислокации  -
Терская и Сунженская антиклинальные  зоны,  разделенные  Алханчуртской
синклиналью на востоке и  Акбашской  впадиной  на  западе.  На  севере
Терская антиклиналь переходит  в  Моздокскую  впадину  Терско-Кумского
прогиба. На  юге  Сунженская  антиклиналь,  широтного  простирания  на
востоке  и  юго-западного  на  западе,  сопряжена  с   Владикавказской
котловиной.
     Локальные    поднятия,    а     также     структура     Советско-
Курпско-Уваровская, существовали уже к  началу  раннего  мела  в  виде
брахиантиклинальных складок с амплитудой немного более  20-30  м.  Для
указанных складок характерен постепенный медленный рост их амплитуды в
мезо-кайнозое  на  фоне  общего   непрерывно-прерывистого   погружения
прогиба.  В  плиоцен-антропогене  вся  территория   Терско-Каспийского
передового прогиба испытала резкое воздымание, в  результате  которого
своды многих поднятий оказались на дневной поверхности и были  размыты
до  акчагыльских  (поднятие  Харбижин)  и  даже  чокракских  (поднятие
Бенойское в Чеченской Республике) отложений.
     Погребенные  поднятия  в  разрезе  нижнемеловых  и   верхнеюрских
отложений Терской и  Сунженской  зон  начали  формироваться  только  в
миоцене, и к началу чокрака  они  приобретают  морфологически  высокую
контрастность и амплитуду до 150-250 метров. Окончательно формирование
этих складок завершилось в  плиоцен-антропогене,  своды  их  по  более
молодым горизонтам  выведены  на  дневную  поверхность  и  размыты  до
сармат-караганских, а в отдельных случаях до чокракских отложений.
     Относительно  молодые   локальные   поднятия,   обязанные   своим
возникновением позднеальпийским тектоническим движениям вдоль широтных
разломов,   характеризуются   по   подсолевым   отложениям   возможным
несоответствием структурных планов,  выполаживанием  структур  и  даже
обратным рельефом. Горстово-грабенный тип строения антиклинальных  зон
субширотного   простирания   и   сопряженных   с   ними    синклиналей
предопределил характер  строения  локальных  структур  в  этих  зонах.
Мезозойские  отложения   в   горстах   приподняты   над   аналогичными
стратиграфическими  горизонтами  до  600-2300  метров   и   ограничены
нарушениями    от    сопредельных    структурных    форм.    Последнее
обстоятельство, а  также  интенсивная  трещиноватость  в  приразломных
зонах  обусловливают  высокую  перспективность  не  только   локальных
структур приподнятых  блоков,  но  и  примыкающих  к  разломным  зонам
опущенных блоков.
     Таким образом, в комплексе пород, слагающих горную часть Северной
Осетии, выделяют три структурных  этажа:  герцинский,  киммерийский  и
альпийский. Герцинский структурный этаж  включает  в  себя  интенсивно
дислоцированные кристаллические и  метаморфические  породы  карбона  и
перми.   Киммерийский   структурный   этаж   сложен    осадочными    и
вулканогенными  породами  юры,  испытавшими  складчатость  в   течение
киммерийского тектономагматического цикла (от нижней  юры  до  нижнего
мела включительно).  В  период  киммерийского  тектогенеза  происходит
образование основных тектонических структур.
     В альпийский  тектогенез  окончательно  оформляется  антиклинорий
Большого Кавказа.  В  пределах  горной  Осетии  альпийский  тектогенез
характеризуется   интенсивными   вертикальными,    главным    образом,
восходящими тектоническими  движениями.  В  структуре  мегантиклинория
Большого Кавказа, сформированной в позднеальпийский  этап,  выделяются
три основные продольные зоны: осевая и зоны крыльев.
     Осевая  зона  мегантиклинория  образована  (на   западе)   горст-
антиклинорием центрального Кавказа. Его восточное окончание испытывает
глубокое погружение, по которому  сформировался  поперечный  Ардонский
разлом. Восточнее осевую зону образует Дарьяло - Богорстский  горст  -
антиклинорий.
     Северное  крыло  мегантиклинория  Центрального  Кавказа  образует
моноклиналь,  осложненную  продольными  и  поперечными  разломами.  По
различной   степени   дислоцированности   отложений   выделяется   два
структурных  этажа.  Толща  нижнего  этажа   обнажается   в   пределах
депрессии, разделяющей Боковой и Скалистый хребты.
     Боковой хребет расчленен глубокими пересекающими его долинами рек
Урух, Ардон, Фиагдон  и  Терек  на  обособленные  массивы  или  горные
группы.
     Осевая продольная депрессия разделяет  Боковой  и  Водораздельный
хребты, образована она цепочкой кулисно расположенных впадин,  которые
освоены реками-истоками Ардона и Терека. Горстовый  характер  новейшей
структуры Бокового и Водораздельного  хребтов  уже  свидетельствует  о
тектоническом происхождении продольной депрессии.
     Северная продольная депрессия, разделяющая  Боковой  и  Скалистый
хребты, на всем протяжении с севера ограничена тектоническими уступами
склона Бокового хребта, а южный борт ее образован  обрывом  Скалистого
хребта.
     Скалистый хребет широкими  поперечными  раздвигами  расчленен  на
обособленные массивы различной  величины  и  формы.  С  севера  хребет
ограничен флексурой, вдоль которой сформировался  тектонический  уступ
высотой более 200 м. Южный край хребта поднят в виде узкого наклонного
к северу горста. Моноклинальная структура Скалистого хребта к  востоку
от долины   р.Ардон  осложнена  коробчатыми  складками,  южные  крылья
которых срезаны надвигами.
     Зона северных  предгорий  узкой  полосой   окаймляет   Осетинскую
впадину.  Ширина  ее  -  от 5 км в долине р.  Терек до 30 км по долине
р.Урух. На всем ее протяжении прослеживаются две структуры: продольная
депрессия, проходящая у подножия Скалистого хребта, и низкая куэста на
границе с Осетинской впадиной. Депрессия имеет эрозионно-денудационный
характер.   Она  разработана  в  пределах  выходов  легко  размываемых
песчано-глинистых  толщ  мезо-кайнозоя,  и  только  в  долине  р.Терек
формируется   узкая   Редантская  грабен-синклиналь,  открывающаяся  в
Тарскую впадину.
     Низкую   куэсту   образует   толща   конгломератов   миоплиоцена,
залегающая полого моноклинально. Начиная с верхнего  мезозоя,  т.е.  в
период  альпийского  тектогенеза,  на  низкой  куэсте  сформированы  2
низкогорных куэстовых хребта:  Пастбищный  и  Лесистый.  Хребты  имеют
типично  ассиметричный  облик  куэстовых  гряд,  в  большинстве  своем
нарушенных  проявлением  новейшей  тектоники,  сложены  они  меловыми,
кайнозойскими   и   четвертичными   осадками,    залегающими    полого
моноклинально. В зоне флексурообразного погружения  из  под  отложения
впадины формируется тектонический уступ. К востоку от долины   р.Ардон
флексура  осложнена  Владикавказским  продольным  разломом,   в   зоне
которого  образовалась  несимметричная  надразломная  антиклиналь   со
срезанным южным крылом.  К  востоку  от  долины  р.Фиагдон,   в   зоне
Владикавказского разлома, моноклинальное  залегание  сменяется  крутым
падением пластов и  даже  их  запрокидыванием  на  юг.  Аккумулятивные
надпойменные террасы  рек  в  зоне  тектонического  уступа  резко,  на
расстоянии 2-3 км, погружаясь, сливаются с  низкой  террасой,  которая
образует поверхность впадины.
     Осетинская впадина представляет  собой  краевой  прогиб,  имеющий
структуру   грабен-синклинали.   С   севера    впадину    ограничивают
антиклинальные    поднятия    Сунженского    и    Терского    хребтов,
сформировавшихся вдоль продольных глубинных разломов.
     В ряде работ подтверждается  предположение  о  дифференцированном
движении на территории Кавказа в  позднечетвертичное  время.  На  фоне
продолжающегося воздымания горной части Большого  Кавказа  усиливается
прогибание продольных впадин  по  периферии.  Интенсивным  погружением
захвачена и Осетинская  впадина.  На  юго-восточной  ее  окраине,  где
контрастность движений максимальная, возникают очаги землетрясений.


     3.4. Гидрогеология и условия защищенности подземных вод

     Гидрогеологические   условия   Осетинской    наклонной    равнины
обусловлены местоположением ее в  зоне  сочленения  структур  Большого
Кавказа и Терско-Каспийского  передового  прогиба.  В  соответствии  с
принятым гидрогеологическим районированием  Владикавказская  котловина
расположена  на  территории   Крымско-Кавказской   провинции   сложных
бассейнов пластово-блоковых, жильно-блоковых подземных вод, являющейся
структурой I порядка. Северная граница провинции проходит  по  системе
Предкавказских глубинных разломов  фундамента,  совпадающих  в  первом
приближении с выходами кровли верхнего мела на поверхность. В пределах
провинции выделены артезианские бассейны II порядка:  Большекавказский
и Восточно-Предкавказский или Терско-Кумский. В  южной  части  Терско-
Кумского артезианского бассейна выделены малые  артезианские  бассейны
III порядка, в. т. ч. Осетинский артезианский бассейн.
     Северная граница Осетинского артезианского бассейна  проходит  по
водораздельной линии Сунженского (Мало-Кабардинского) хребта, южная  -
по подножию  Лесистого  хребта.  На  востоке  Осетинский  артезианский
бассейн  отделен  от  Сунженского,   Назрано-Яндырской   и   Датыхской
возвышенностями. На  западе  бассейн  оконтуривает  Змейское  поднятие
(Змейский  хребет),  по   сути,   являющийся   структурным   элементом
Сунженского хребта с юго-западным простиранием данной структуры.
     Осетинская наклонная равнина,  к  которой  приурочен  одноименный
артезианский бассейн, представляет собой глубокую впадину, заполненную
валунно-галечниковыми   отложениями.   Абсолютные   отметки    равнины
колеблются в пределах 800-320 м.Осетинский артезианский бассейн сложен
толщей  рыхлых  терригенных  отложений  от  миоцена  до   современных,
подстилаемых пачкой водоупорных пород нижнего  и  среднего  сармата  и
майкопской серии.
     Ресурсы   подземных   вод   формируются   в   областях    выходов
водопроницаемых пород на дневную  поверхность.  Основными  источниками
питания для водоносных горизонтов  (комплексов)  являются  атмосферные
осадки  и  воды  рек,  расчленяющих  Осетинскую   наклонную   равнину:
Камбилеевки, Терека, Гизельдона, Фиагдона, Ардона,  Урсдона,  Уруха  и
др. Водосборная площадь, с которой  сливается  поверхностный  сток  во
впадину,  составляет  около  6000   км2.   Четвертичные   аллювиально-
флювиогляциальные   (селевые)   отложения   в   пределах   Осетинского
артезианского бассейна залегают на площади 1500 км2.
     Мощные  толщи  четвертичных  валунно-галечниковых   отложений   с
прослоями  песков,  суглинков  и  глин,  заполняющие   Владикавказскую
котловину, представляют  собой  огромный  предгорный  конус  выноса  с
характерным геологическим строением. Здесь отсутствуют значительные по
протяженности  глинистые  слои.  Отложения   характеризуются   хорошей
проницаемостью,  как  в   вертикальном,   так   и   в   горизонтальном
направлениях.

     Рис. 3.4.1. Защищенность грунтовых вод

--------------------------------------------
| Условные обозначения                     |
| Защищенность грунтовых вод               |
| участки 1 кат. защищенности<5 баллов     |
| участки 2 кат. защищенности 5-10 баллов  |
| участки 3 кат. защищенности 10-15 баллов |
| границы РСО-Алания                       |
| реки, ручьи, каналы                      |
| населенные пункты                        |
--------------------------------------------

     Осетинский  артезианский  бассейн  представляет  собой   огромный
резервуар,  на  25%  выполненный  подземными  водами.  Этот  резервуар
постоянно пополняется грунтовыми  водами  протекающих  в  аллювиальных
отложениях рек.  Кроме  того,  разливающиеся  по  поверхности  равнины
речные  воды,  а  также  выпадающие  атмосферные  осадки  в   довольно
значительной  части   расходуют   свой   поток   на   инфильтрацию   в
крупнопористый  песчано-гравийно-галечниковый  материал,   заполняющий
котловину. Этими поступлениями и определяется беспрерывное восполнение
эксплуатационных  ресурсов  подземных  вод,  формирующихся  в   рыхлых
отложениях впадины.
     Единственным выходом из Осетинского  артезианского  бассейна  для
поверхностных   и   подземных   вод  являются  "Эльхотовские  ворота",
пропиленные водами   р.Терек в Сунженском (Мало-Кабардинском)  хребте.
Резкое  и  очень  значительное  уменьшение  подземного потока в хорошо
водопроницаемых породах на выходе из бассейна в  "ворота"  приводит  к
массовому   выклиниванию   грунтовых   вод   на  обширной  территории,
расположенной в самой низкой части Осетинской наклонной равнины  перед
входом в "ворота".  Из данных по расходам рек, стекающих на Осетинскую
наклонную равнину,  и по расходу р.Терек у с.Эльхотово сразу на выходе
из  "ворот"  установлено,  что  суммарное дренирование грунтовых вод в
результате подпора составляет не менее 25м3/сек.  Вполне возможно, что
такое  же  количество воды разгружается через аллювиальные отложения в
области "ворот" подземным путем.
     Водоносный  горизонт   грунтовых   вод   четвертичных   отложений
формируется  за  пределами  5-10  км  полосы  от  северного   подножья
Лесистого хребта.  В  пределах  этой  полосы  происходит  инфильтрация
атмосферных осадков и  частичная  инфильтрация  поверхностных  вод,  а
постоянный горизонт подземных вод отсутствует. В пределах  такой  зоны
располагается  г.Владикавказ. Аллювиально-флювиоглиациальные отложения
четвертичного возраста обводненными становятся уже от северной окраины
города. Мощность четвертичных отложений изменяется  от  100м  в  южной
части  до  130м  в  северной  части.  Четвертичные   отложения   здесь
представлены    валунно-гравийно-галечниками    с    песчано-глинистым
заполнителем аллювиально-флювиогляциального происхождения.  В  разрезе
присутствуют   прослои   песчанистых   глин,   которые   по    площади
выдерживаются на небольших расстояниях. Под четвертичными  отложениями
залегают   отложения   свиты   рухс    дзуар    (N22+QErd)    плиоцен-
эоплейстоценового возраста (акчагыльский и апшеронский ярусы).
     Водовмещающими  породами  свиты  рухс-дзуар   являются   валунно-
галечные отложения  с  песчаным  и  песчано-глинистым  заполнителем  и
конгломераты.  В   южной   части   города   распространяется   область
формирования  напоров  водоносного  комплекса  свиты   рухс-дзуар,   а
севернее пьезометрическая поверхность уже сформированного  водоносного
горизонта имеет уклон 0,004,  и  поток  подземных  вод  имеет  северо-
западное направление. При этом водоносный горизонт сохраняет  напорно-
безнапорный характер, и с северной окраины города  он  уже  становится
напорным  под  слоем  плотных  глин.  В   центральной   части   города
Владикавказа по данным скважин N 1800 (консервный з-д) на юго-западе и
N 2112 (з-д "Победит") на северо-востоке, имеющих глубин 300  и 280 м,
соответственно статический уровень подземных вод отложений свиты рухс-
дзуар устанавливается ниже поверхности на 143 и 140м.  Таким  образом,
глубина  залегания  первого  от  поверхности   водоносного   горизонта
подземных вод отложений свиты рухс дзуар изменяется  в  пределах  143-
140м  с  юга  на  север  районируемой  площади.  Питание   водоносного
горизонта происходит за счет инфильтрации атмосферных осадков  в  зоне
выхода на поверхность отложений свиты рухс дэуар. Подземные воды свиты
рухс дзуар используются для водоснабжения отдельных населенных пунктов
республики  вдоль  подножия  Лесистого  хребта,  где  грунтовые   воды
отсутствуют, а напорные  воды  добываются  из  значительных  глубин  -
150-170 м, дебитами скважин -2-3л/сек.
     Гидрогеологические  условия  поймы  Терека  отмечаются  некоторым
своеобразием,  обусловленным   кольматирующим   действием   взвешенных
частиц, приносимых рекой в громадном  количестве.  Внесенные  водой  в
толщу галечников илистые частицы забивают промежутки в массе грунта  и
значительно уменьшают коэффициент фильтрации. Внедрение  частиц  может
идти только до определенной глубины, ниже которой лежит уже чистый, не
загрязненный аллювий. В кольматированной зоне движение воды происходит
с меньшими скоростями, в  некальмотированной  -  с  гораздо  большими.
Способностью теречной воды быстро  и  сильно  кольматировать  грунт  и
создавать непроницаемую илистую оболочку объясняются и случаи проходки
сухих или слабо водоносных шурфов у самого уреза воды в  пойме  Терека
или на берегах.
     Оценивая гидрогеологические условия на территории всей республики
следует  выделить  следующие  водоносные   горизонты   (комплексы)   и
водоупорные толщи (рис. 3.4.2).
     1. Водоносный современный аллювиальный горизонт (aQiv)
     Распространен преимущественно узкими  полосами  по  долинам  рек,
слагая их пойменную часть. Представлен валунами,  галькой,  песками  с
прослоями и линзами суглинков, супесей и глин. Ширина пойм  изменяется
в заметном интервале как в руслах разных рек, так и  в  разных  частях
течения одной и  той  же  реки.  Так,  в  верховьях  рек  Камбилеевки,
Гизельдон,  Фиагдон,  Ардон  ширина   распространения   горизонта   не
превышает 20-25 м, а перед выходом на Осетинскую равнину возрастает до
200-400 м. В долине Терека  на  Осетинской  равнине  ширина  горизонта
увеличивается до 600-700 м, а вблизи Эльхотовских  ворот  до  2-3  км.
Мощность  горизонта  от  10  до  60  м.  Минерализация  подземных  вод
изменяется в интервале от 0,1 (верховья рек со снеговым  питанием)  до
0,5 г/дм3 (реки родникового питания). По составу воды гидрокарбонатные
магниево-кальциевые. Дебиты источников обычно изменяются  в  интервале
от 0,2 до 0,5л/с, в отдельных  случаях  достигают  4-5  л/с.  Наиболее
полно изучен горизонт при  разведке  Орджоникидзевского,  Алагирского,
Кармадонского и Гизельдонского месторождений,  по  которым  утверждены
запасы подземных вод.

     Рис. 3.4.2.   Условия   защищенности   первого   от   поверхности
водоносного горизонта

     2. Водоносный современный флювиогляциальный горизонт (fQiv)
     Описываемый горизонт распространен на склонах Бокового и Главного
Кавказского хребта на разрозненных участках площадью от 1 до 100  км2,
представлен  валунами,  галечниками,  глинами,  песками.   Достоверная
мощность не установлена. В верховьях рек  Фиагдон,  Гизельдон,  Ардон,
Урух и их притоков  встречаются  выходы  родников  из  этих  отложений
дебитом от 0,1 л/с до 10 л/с. Температура источников  6-7°С.  Воды  по
составу гидрокарбонатные кальциевые, минерализация 0,1-0,2 г/дм3.

             3. Водоносный делювиальный горизонт (adQiv)
     Делювиальные   верхнечетвертичные   и    современные    отложения
пользуются широким  распространением  в  горной  и  предгорных  частях
изучаемой территории. Представлены они,  в  основном,  грубообломочным
материалом из обломков  горных  пород  с  суглинистым  заполнителем  и
суглинком. Мощность характеризуемых отложений колеблется от 0,1  м  до
первых десятков метров. Дебит источников от 0,01 до 1,5 л/с,  наиболее
часто встречаются источники с дебитом 0,1-0,3 л/с,  глубина  залегания
поверхности вод горизонта не превышает 1-3  м.  Воды  гидрокарбонатные
кальциевые с минерализацией от 0,2  до  0,4  г/дм3.  Температура  воды
изменяется от 8°С до 14°С в зависимости от  сезона  года  и  высотного
положения места выхода подземных вод. Питание осуществляется  за  счет
инфильтрации атмосферных осадков, поверхностных вод.

     4. Водоносный верхнечетвертичный аллювиальный горизонт (aQiii)
     Распространен в пределах Северо-Осетинской равнины и  представлен
аллювиальными  валунно-галечными  отложениями  с  песчано-глинистым  и
песчаным заполнителем с прослоями и линзами глин и суглинков. Описание
характеризуемого горизонта дается по значительному количеству скважин,
пробуренных  как  в  процессе  геологоразведочных  работ,  так  и  для
водоснабжения отдельных населенных пунктов,  предприятий,  колхозов  и
совхозов.  Глубина  залегания  подземных  вод  уменьшается  в  северо-
западном направлении от 70-30 м до 30-10 м и менее 10  м.  Минимальная
глубина залегания подземных вод  характерна  для  района  Эльхотовских
ворот, где в силу уменьшения сечения потока создается  подпор  и  даже
имеет  место  частичная  разгрузка  горизонта  в  виде  многочисленных
выходов родников. Воды безнапорные. Поток  грунтовых  вод  движется  в
северо-западном направлении, в  сторону  их  разгрузки.  Зона  аэрации
имеет двухслойное  строение:  лессовидные  суглинки  в  верхней  части
разреза, достигающие по периферии равнины значительной мощности (14-30
м) и валунно-галечники  в  нижней  части  ее  разреза.  Дебит  скважин
колеблется в широком диапазоне - от 1 л/с до 5,8 л/с при понижениях от
1-3 м до 8-10 м в южной периферийной части равнины, до 20-45  л/с  при
понижениях 2-3 м в центральной части равнины.
     На  севере  описываемого  района  отложения   верхнечетвертичного
возраста  развиты  в  левобережной  части    р.Терек.   Водовмещающими
породами здесь  являются  песчано-гравийно-галечные  отложения,  среди
которых  встречаются  прослои  и  линзы  глин  и  суглинков.  Мощность
отдельных глинистых прослоев  колеблется  от  0,5  м  до  7  м.  Общая
мощность отложений 50-60  м.  От  нижележащего  водоносного  горизонта
отделяется более или менее выдержанным прослоем глины  мощностью  8-10
м.
     Водоносный   горизонт   вскрыт   многочисленными   колодцами    и
скважинами.   Водообильность   горизонта   высокая,   дебиты   скважин
составляют 3,5-22 л/с, удельные дебиты  -  2,0-110  л/с,  в  отдельных
случаях дебиты достигают 121 л/с, удельные дебиты- 22 л/с.
     По  качеству  вода  аллювиального  верхнечетвертичного  горизонта
гидрокарбонатная  и  сульфатно-гидрокарбонатная   магниево-кальциевая.
Область  питания  водоносного  горизонта  совпадает  с  площадью   его
распространения.
     5. Водоносный  средне-верхнечетвертичный  аллювиальный   горизонт
(aQiiiii)
     Распространен  в  пределах  Тарской  котловины.  Ширина   ее   по
поверхности 6-8 км, длина 10-12 км. Мощность средне-верхнечетвертичных
отложений в центральной  части  Тарской  котловины  достигает  395  м,
уменьшаясь к краевым частям до 140-235 м на западе, 90-95 м на востоке
и 117-135 м на юге. Глубина залегания уровня подземных вод уменьшается
в северном направлении от 60 м до 32-24 м. В северной части  котловины
вскрыты самоизливающиеся воды с напором над устьем от +1,6 м до  +  14
м. Поток движения подземных  вод  направлен,  в  основном,  к  ССЗ,  в
сторону их разгрузки у подножья  Лесистого  хребта.  На  этом  участке
наблюдаются многочисленные выходы родников с дебитом от 0,07 л/с до 15
л/с.  Всего  выявлено   около   40   источников.   Воды   пресные,   с
минерализацией от 0,2 до 0,5  г/дм3.  Наиболее  высокая  минерализация
(0,4-0,5 г/дм3) характерна для верхних  слоев  горизонта  в  интервале
глубин от 15 м до 100  м.  По  типу  вода  гидрокарбонатная  магниево-
кальциевая. Температура воды колеблется от 6-7°С в  зимний  период  до
12-13°С в летне-осенний период.
     Водоносный   средне-верхнечетвертичный   аллювиальный    горизонт
получает питание по всей площади его распространения. Основная роль  в
питании принадлежит инфильтрации поверхностного стока рек.
     6. Слабоводоносный     средне-верхнечетвертичный     делювиальный
горизонт (dQii-iii)
     Распространен на  северных  склонах  Лесистого  хребта.  Мощность
делювиальных отложений  колеблется  от  нескольких  метров  до  50  м.
Отложения  представлены  суглинками,  супесями,  щебнем   и   дресвой.
Делювиальные отложения в  описываемом  районе  характеризуются  весьма
низкой  водообильностью.  В   летний   период   наблюдаются   временно
действующие малодебитные родники. Питание вод  делювиальных  отложений
происходит за счет атмосферных  осадков  и,  частично,  грунтовых  вод
дочетвертичных отложений в виде родников на контакте с делювием.
     7. Водоносный среднечетвертичный аллювиальный горизонт (aQii)
     Представлен валунами, галечниками, гравием, суглинками,  песками.
Распространен в долине  р.Терек у северного окончания Бокового  хребта
на площади  около  4  км2.  Водообильность  горизонта  характеризуется
удельными дебитами 1,2-2,77 л/с. Воды  гидрокарбонатные  кальциевые  с
минерализацией 0,2-0,4 г/дм3.
     8. Безводный      слабопроницаемый      средне-верхнечетвертичный
терригенный комплекс (aQii-iii)
     Представлен суглинками, супесями, глинами  и  развит  на  склонах
Лесистого  и  Сунженского  хребтов.  Обводнены  эти  отложения  крайне
незначительно,  главным  образом,   на   участках,   где   встречаются
отрицательные  формы  рельефа   (балки,   овраги).   Данный   комплекс
практически является водоупором.
     9. Водоносный  нижне-среднечетвертичный   аллювиальный   горизонт
(aQi-ii)
     Отложения  данного  возраста  распространены  в  северной   части
описываемой территории (Моздокский  район).  Они  слагают  Надтеречную
равнину, а также выполняют  долину    р.Терек,  залегая  под  покровом
верхнечетвертичных отложений.
     Водоносными  являются   валунно-галечно-гравийные   отложения   с
песчаным  заполнителем,  пески  и  песчаники.   Водовмещающие   породы
разделены глинистыми прослоями, а  также  прослоями  гравийно-галечных
отложений с глинистым заполнителем.  Описываемый  водоносный  горизонт
вскрывается скважинами на глубине от 30 м до 200 м. Нижним  водоупором
горизонта являются зеленовато-серые  глины  апшеронского  возраста.  В
результате наличия прослоев глин создаются благоприятные  условия  для
формирования напорных вод. Пьезометрические уровни устанавливаются  на
глубине от -38 м до + 61 м. Дебиты скважин колеблются от 1 л/с  до  96
л/с, удельные дебиты изменяются от 0,06 до 8,6 л/с.
     По    химическому    составу    воды    описываемого    горизонта
гидрокарбонатные,  сульфатные  кальциево-натриевые.  Минерализация  их
изменяется  от  0,2  до  0,6  г/дм3.  Питание  водоносного   горизонта
происходит, главным образом, за  счет  атмосферных  осадков,  а  также
перетекания вод из других  горизонтов,  в  частности  из  вышележащего
горизонта грунтовых вод.
       10. Водоносный акчагыл-апшеронский терригенный комплекс
     Отложения акчагыл-апшеронского возраста выходят на поверхность  в
пределах Сунженского хребта и окаймляют  Северо-Осетинскую  равнину  с
юга.   Представлены   они   галечниками,   конгломератами,    песками,
песчаниками, глинами. Галечники и конгломераты  приурочены  к  верхней
части разреза, для нижней части разреза наиболее характерны  песчаники
и глины. На  погружении  описываемый  водоносный  комплекс  вскрыт  по
периферии Северо-Осетинской  наклонной  равнины  25  скважинами.  Воды
напорно-безнапорные, уровни колеблются от 90-170 м ниже поверхности до
2-8 м выше поверхности земли. Дебит скважин колеблется от 0,5 до 20-30
л/с. Родники редки, дебиты их колеблются от 0,001 до 3 л/с.
     Вода   описываемого   комплекса   гидрокарбонатная    кальциевая,
натриево-кальциевая гидрокарбонатная сульфатная кальциево-магниевая, с
минерализацией  0,2-0,8  г/дм3,  температура  воды   9-15°С.   Питание
описываемого комплекса осуществляется  за  счет  атмосферных  осадков,
выпадающих в области его выхода на поверхность.
     11. Слабоводоносный мэотически-понтический терригенный комплекс
     Отложения мэотис-понта выходят на поверхность узкой полосой вдоль
Лесистого хребта  в  виде  небольших  полос  в  северо-западной  части
площади и на Сунженском хребте. Они вскрыты отдельными скважинами  как
при разведке на нефть и газ, так и скважинами  при  поисках  подземных
вод на Терско-Сунженском участке.  Представлены  глинами  с  прослоями
песчаников и конгломератов. Поиски подземных вод в отложениях  мэотис-
понта дали отрицательный  результат.  По  данным  бурения  скважин  на
нефть, в момент вскрытия этих отложений происходил самоизлив с дебитом
до 1500 м3/сутки, затем самоизлив прекращался. Минерализация воды 0,6-
4  г/дм3,  в  воде  характерно  преобладание  ионов  натрия,   магния,
сульфатов  и  хлора.  Родники   редки,   как   правило,   малодебитны,
преобладают родники с дебитом до 0,5 л/с. Температура воды 9-12°С.
     12. Слабоводоносный миоценовый терригенный комплекс
     Близость литологического состава миоценовых отложений (от сармата
до тортона) и характер водоносности позволили объединить их  в  единый
слабоводоносный терригенный  комплекс.  Распространен  он  в  пределах
Лесистого хребта. Водовмещающими породами являются прослои песчаников,
алевролитов, песков, ракушечников. Все родники нисходящие,  дебиты  их
колеблются  от  0,03  л/с  до  0,5  л/с,  преобладает  0,3  л/с.  Воды
преимущественно гидрокарбонатные кальциевые, реже  магниево-кальциевые
с минерализацией от 0,2 до 1,0 г/дм3.
     13. Водоупорный майкопский терригенный комплекс (Р3 - Nm)
     Мощная толща  глинистых  образований  майкопской  серии  является
надежным водоупором. Однако маломощные прослои песчаников могут давать
небольшие притоки соленых (до 40 г/л) вод.
     14. Водоупорный  локально-водоносный   палеогеновый   терригенный
комплекс
     Палеогеновые отложения, в  основном,  по  характеру  пород  также
следует рассматривать  как  водоупорные.  Иногда,  благодаря  геолого-
структурным условиям, в них могут  быть  встречены  небольшие  притоки
(0,5-3 л/с) минеральных хлоридно-натриевых вод. Так, в  скважинах  1г,
38, 39 Коринского месторождения  с  глубин  100-700  м  были  получены
притоки воды с минерализацией 22-40 г/дм3.
     15. Водоупорный        локально-водоносный         верхне-меловой
терригеннокарбонатный комплекс (К2)
     Отложения верхнего мела простираются с запада на  восток,  слагая
Пастбищный   хребет.   Сложены   они  преимущественно  известняками  с
прослоями мергелей.  Водообильность известняков зависит от степени  их
трещиноватости  и  закарстованности.  В  области выходов верхнемеловых
отложений на поверхность наблюдаются выходы родников. В долине р.Ардон
в  области  выхода  верхнемеловых  известняков  встречаются  родники с
дебитом до 30 л/с.  Вода родников пресная,  с  минерализацией  0,3-0,4
г/дм3, гидрокарбонатная кальциевая.
     16. Водоупорный  локально-водоносный   апт-альбский   терригенный
комплекс
     Распространен узкой полосой (до 500-600 м)  на  северных  склонах
Пастбищного    хребта.    Представлен    песчаниками,    алевролитами,
известняками,   глинами.   Наиболее   полно   представлен   в   долине
р.Камбилеевки,  где отмечены два водопроявления с дебитами 0,5 л/с. По
химическому составу вода гидрокарбонатная кальциевая, с минерализацией
0,5 г/дм3.
     17. Водоупорный локально-водоносный готерив-барремский комплекс
     Распространен  узкой  полосой  на  северных  склонах  Пастбищного
хребта, сложен аргиллитами, песчаниками, и рассматривается как  единый
водоупорный комплекс. С породами готерив-барремского  возраста  связан
источник в правом борту р. Камбилеевки в 1,5 км севернее истока  реки.
Дебит  источника  0,6  л/с,   вода   гидрокарбонатная   кальциевая   с
минерализацией около 0,2 г/дм3.
     18. Локально-водоносная  зона трещиноватости берриас-валанжинских
пород
     Отложения  выходят   узкой   полосой   вдоль   северного   склона
Пастбищного   хребта   и   представлены   песчаниками    и    плотными
кристаллическими известняками. Источники, приуроченные  к  известнякам
валанжинского возраста, редки. Они вытекают или из трещин в  основании
скального выхода известняков, или из воронок шириной до 3-4 и глубиной
до 0,5-0,6 м в основании склона (Тарский источник). Максимальный дебит
Тарского источника достигает  120  л/с.  Минерализация  подземных  вод
изменяется  от  0,2  до  0,3  г/дм3.  По  химическому   составу   вода
гидрокарбонатная кальциевая.
     19. Локально-водоносная зона трещиноватости  карста  верхнеюрских
отложений
     Отложения данного возраста  распространены  вдоль  южных  склонов
Пастбищного  хребта,  слагают  большую  часть  Скалистого   хребта   и
представлены известняками и доломитами, переслаивающимися с отдельными
пачками песчано-глинистых и мергельных сложений. Общая мощность  около
1300 м. Обнажаются во многочисленных уступах высотой  от  десятков  до
сотен метров.
     Наиболее крупные источники  (J3km-t)  известны  в  долине  Терека
(Длиннодолинские источники),  по  Гизельдону  (каптажи  NN 1,  2),  по
Фиагдону (Гусаринский Сочник). Дебиты родников изменяются от 14-20 л/с
до 100-120 л/с. Минерализация подземных вод изменяется от 0,2 до  0,32
г/дм3. Тип  вод  по  химическому  составу  гидрокарбонатный  магниево-
кальциевый. Песчано-мергелистая толща киммеридж-титонских отложений  в
целом рассматривается как водоупорный комплекс.
     20. Водоупорный комплекс нижнеюрских отложений
     Отложения данного  возраста  представлены  аспидными  сланцами  с
прослоями песчаников и пачками туфогенного материала мощностью до  20-
25 м,  глинистыми  сланцами,  алевролитами,  переслаиванием  кварцевых
песчаников, песчано-глинистых сланцев  и  прослоев  гравелитов.  Общая
мощность толщи 8300-9000  м.  Слагает,  в  основном,  Северные  склоны
Бокового хребта.
     Как правило, в многочисленных обнажениях  сланцев  водопроявления
отсутствуют.   Редкие   источники   малодебитны   -   0,15-0,25   л/с.
Минерализация вод изменяется от 0,3 до 0,78  г/дм3,  по  составу  вода
гидрокарбонатная кальциево-магниевая. Температура  воды  в  источниках
изменяется от 7,4 до 13,6°С.
     21. Локально-водоносная            зона            трещиноватости
верхне-каменноугольных терригенных пород
     Каменноугольные    отложения    представлены,     в     основном,
конгломератами, кварцитами и обнажаются в верховьях    р.Гизельдон,  а
также  в  краевых  частях  Фиагдонской  и  Адайхохской   антиклиналей.
Подземные воды наиболее изучены в верховьях    р.Гизельдон,  где  есть
серия  родников.  Водоносность  отложений  тесно  связана  с  наличием
трещиноватых зон когломератов и кварцитов. Дебиты родников  изменяются
от 0,01 до 0,3 л/с, в отдельных случаях в мощных  зонах  тектонических
нарушений  встречаются  родники  с  дебитом   1,5   л/с.   Температура
родниковых вод 5-10°С, минерализация до 1 г/дм3. Химический состав вод
гидрокарбонатный кальциевый. При наличии зон сульфидного оруденения  в
анионном составе вод преобладают сульфаты.  К  глубоким  тектоническим
нарушениям приурочены выходы термальных углекислых  вод.  К  их  числу
относятся Верхне-Кармадонские  минеральные  источники  с  температурой
58°С, минерализацией 8,8 г/дм3 и суммарным дебитом до 6,45 л/с.
     22. Водоупорный           верхнепротерозойский-среднепалеозойский
метаморфический массив
     Кристаллические сланцы, амфиболиты верхнепротерозойского и гнейсы
среднепалеозойского возраста обнажаются  в  ядрах  Адайхохской  горст-
акнтиклинали. Садоно-Унальской и Фиагдонской антиклинали. Водоносность
пород мало изучена. Родники,  выходящие  из  этих  пород,  встречаются
редко, как правило, на контактах с  гранитами,  вода  гидрокарбонатно-
натриево-магниевого  состава,   минерализация   до   1   г/л.   Слабая
трещиноватость  и  проницаемость  обуславливает  водоупорные  свойства
массива.
     Завершая рассмотрение   водоносных   горизонтов   на   территории
РСО-Алания,  следует отметить,  что подземные воды здесь в большинстве
случаев неагрессивные, изредка обладают выщелачивающей агрессивностью.
Режим подземных вод находится в прямой  зависимости  от  климатических
факторов и подвержен сезонным колебаниям.  Глубина залегания грунтовых
вод (мощность зоны аэрации) изменяется в широких пределах  для  разных
геологических  районов  республики  -  от  0-20м до 150м и более.  Для
большей части территории амплитуда сезонных колебаний уровня грунтовых
вод составляет 0,2-1,0 м.
     23. Локально-водоносная зона трещиноватости магматических пород
     Распространена отдельными пятнами площадью от 1 км2 до 15  км2  в
пределах  Бокового  и  Центрального  хребтов.   Магматические   породы
представлены   гранодиоритами,   диабазами,   гранитами,    диоритами,
порфиритами, туфами, с включением кварцитов и гнейсов.
     Скопления  подземных  вод  приурочены   к   корам   выветривания,
приконтактовым  зонам  и  зонам  разрывных  нарушений.   О   характере
водоносности  этих  пород  можно  судить   по   результатам   изучения
водопритоков в разведочные и эксплуатационные выработки на  Садонском,
Згидском, Холстинском, Архонском, Буронском и других полиметаллических
месторождениях. Дебиты источников изменяются в интервале от 0,1 до 0,2
л/с, редко  достигая  0,5  л/с.  На  Садонском  руднике  производились
наблюдения за режимом водоотлива. Максимальные водопритоки отмечены  в
сентябре (263,5 л/с) и октябре, минимальные -  в  декабре  (109  л/с).
Минерализация рудничных вод изменяется в интервале от 0,4 до 0,7  г/л.
Преобладающий  тип  химического   состава   сульфатно-гидрокарбонатный
натриево-кальциевый.
     В рудничных водах  установлено  присутствие  цинка  (66  мг/дм3),
свинца (318 мг/дм3), меди (25  мг/дм3).  За  сутки  рудничными  водами
выносится 5,7 кг цинка, 27,9  кг  свинца,  2,0  кг  меди.  Температура
рудничных вод от 14 до 26°С.
     24. Локально-водоносная      зона     трещиноватости     пермских
карбонатнотерригенных пород
     Находится в отрогах Главного хребта и занимает  площадь  около  5
км2. Подземные воды не изучены. Предположительно дебиты источников  от
0,5 до 0,15-0,25 л/с, минерализация 0,1-0,15г/дм3.
     Под  природной  защищенностью  подземных   вод   от   загрязнения
понимается    перекрытость    водоносного    горизонта    отложениями,
препятствующими проникновению загрязняющих веществ с поверхности земли
в подземные воды.
     К основным природным факторам  защищенности  относятся:  мощность
зоны аэрации, мощность, литология, строение и водопроницаемость пород,
перекрывающих   подземные   воды,   соотношение   уровней   водоносных
горизонтов.
     Методическими рекомендациями по гидрогеологическим  исследованиям
и прогнозам для контроля за охраной подземных вод ВСЕГИНГЕО  (1980 г.)
для качественной оценки степени защищенности грунтовых вод применяется
балльная   оценка.   Глубина   залегания   зеркала   грунтовых    вод,
характеризующая мощность  зоны  аэрации,  оценивается  в  1  балл  при
мощности до 10 м, 2 балла - 10-20 м, 3 балла - 20-30 м, 4 балла -  30-
40 м, 5 баллов - свыше 40 м. Слабопроницаемые отложения в зоне аэрации
делятся на три группы:
     "а" - супеси и легкие суглинки;
     "б" - тяжелые суглинки и глины;
     "в" - переслаивание этих пород.
     Балльность  их  устанавливается  в  зависимости  от  мощности   в
пределах от 1 до 25. При  выделении  участков  различной  защищенности
баллы  по  мощности  зоны  аэрации   и   по   мощности   и   литологии
слабопроницаемых пород суммируются и являются основой для  определения
категории защищенности (I - до 5 баллов, II - от 5 до 10, III - от  10
до 15, и т.д.).
     Для качественной оценки степени защищенности напорных вод первого
от  поверхности  водоносного  горизонта,  кроме  мощности   водоупора,
учитывается соотношение  уровней  грунтовых  и  напорных  вод.  Группы
защищенности определяются сочетанием двух показателей:
     I группа  (защищенные)  -  мощность   водоупора   свыше   10   м,
пьезометрический уровень выше зеркала грунтовых вод;
     II группа (условно защищенные) - мощность водоупора от 5 до 10 м,
а пьезометрический уровень выше зеркала грунтовых вод,  либо  мощность
водоупора  свыше  10  м,  а  пьезометрический  уровень  ниже   зеркала
грунтовых вод (без нарушения целостности водоупора);
     III группа - (незащищенные)  -  мощность  водоупора  менее  5  м,
пьезометрический уровень ниже зеркала грунтовых вод или  невыдержанный
водоупор, а также в речных долинах, карстовых районах,  в  районах  со
сложными тектоническими условиями.
     1 категория защищенности. Незащищенные от  загрязнения  грунтовые
воды приурочены к следующим горизонтам и  распространены  в  следующих
районах республики (рис. 3.4.2):
     - надтеречная  равнина  (за  исключением  ее  западной  части)  -
горизонт грунтовых вод верхнечетвертичных отложений;
     - часть территории  Осетинской  равнины  -  водоносные  горизонты
четвертичных отложений;
     - Тарская  котловина  -   горизонт   грунтовых   вод   нижне-   и
среднечетвертичных отложений;
     - Датыхская возвышенность - горизонт четвертичных отложений.
     II категория  защищенности.  Условно  защищенные  от  загрязнения
грунтовые  воды  приурочены  к  следующим  водоносным   горизонтам   и
распространены в следующих регионах республики:
     Южная часть Осетинской равнины в  Моздокском  районе  -  горизонт
верхнечетвертичных отложений;
     - южные части Аргуданской  возвышенности  и  Акбашской  долины  -
горизонт грунтовых вод четвертичных отложений;
     - вся территория горной части республики -  водоносные  горизонты
грунтовых  вод  четвертичных  отложении в долинах рек и все водоносные
горизонты и комплексы дочетвертичных отложений;
     - восточная     часть      Осетинской     равнины   (в   пределах
г.Владикавказа);
     - горизонт грунтовых вод четвертичных отложений.
     III категория защищенности. Защищенные от  загрязнения  грунтовые
воды распространены в пределах следующих регионов республики:
     - надтеречная равнина в Моздокском районе -  водоносный  горизонт
средне-нижнечетвертичных отложений;
     - южная часть возвышенности Силтанук и примыкающий к ней северный
склон    Лесистого    хребта    -    водоносный   горизонт   отложений
акчагылапшерона.
     В соответствии с принятой методикой оценки природной защищенности
первых  от  поверхности  горизонтов  напорных   вод,   на   территории
РСО-Алания выделяются все три группы участков по степени защищенности:
защищенные, условно защищенные, незащищенные.
     Из   напорных    водоносных    горизонтов,    используемых    для
водоснабжения,  рассматриваются  в  целях   оценки   их   защищенности
водоносный комплекс нижнечетвертичных  и  верхнеплиоценовых  отложений
Терского  и  Сунженского  хребтов  и  Осетинской  равнины,   а   также
водоносный  комплекс  мезокайнозойских  отложений   северного   склона
Большого Кавказа.
     I группа защищенности.
     К защищенным  от  загрязнения  относится  первый  от  поверхности
напорный  горизонт,  расположенный  в  пределах равнин,  прилегающих к
р.Терек   в   Моздокском   районе,   Терско-Сунженского   хребта,    и
юго-восточной части Северо-Осетинской наклонной равнины (рис.  3.4.2).
К   нему   приурочены:   водоносный   горизонт   нижнечетвертичных   и
верхнеплиоценовых   отложений  (Притеречная  и  Надтеречная  равнины),
водоносные комплексы  отложений  плиоцена  (Терско-Сунженский  хребет,
юго-восточная часть Осетинской наклонной равнины).