Урало-Монгольский складчатый пояс

Kz Times New Roman;

Times New Roman KZ;Размещено на http://www.allbest.ru/

1. Алтае-Саянская и Монголо-Охотская складчатые области

складчатый пояс мезозойский уральский

Целью модуля 4 является изучение восточного окончания Урало-Монгольского складчатого пояса - Алтае-Саянской и Монголо-Охотской складчатых областей, отличающихся спецификой формирования: в первом случае, блоковым строением, во втором - коллизионным.

1.1 Алтае-Саянская складчатая область.

Алтае-Саянская складчатая область, как отмечалось, относится к Урало-Монгольскому эпипалеозойскому поясу, но имеет ряд существенных отличий. Это по структуре Алтае-Саянский геоблок, состоящий из блоков, развитие которых заканчивалось в разные этапы от байкальского до позднегерцинского. Блоки ограничены глубинными разломами (шовными зонами), что исключило появление краевых прогибов. Разрывы маркируются поясами серпентинитов.

Алтае-Саянская складчатая область.

Рельеф. Границы.

Серия древних массивов к югу и юго-западу от Сибирской платформы считались продолжением её фундамента. Только после того, как были откартированы каледонские шовные зоны в восточной части Восточного Саяна и Хамар-Дабана, стало ясно, что они являются осколками какого-то другого континента. Об этом свидетельствуют различая в строении чехла и метаморфических толщ докембрия этих массивов и Сибирской платформы.

Алтае-Саянский геоблок системой глубинных швов разделен на ряд блоков, выраженных в геофизических полях. Тектоническое районирование геоблока: Барнаульский погребённый блок, Тувинский докембрийский массив (состоит из нескольких глыб: Хамар-Дабан, Сангиленский, зона Танну-Олла - северо-западная окраина массива переработанная салаирскими движениями. Глыбы Arch-Prtz возраста разделены прогибами, выполненными осадочными толщами Rf-Pz1. Архейские породы гранулитовой фации (гнейсы, чарнокиты, мраморы) известны в некоторых районах Сангиленского массива. Широко распространены раннепротеро зойские амфиболиты, мраморы с графитом и джеспилиты, рифей-вендские гнейсы и мраморы с раннерифейскими онколитами. Нижний кембрий залегает несогласно, представлен грубообломочными и карбонатными отложениями. На массив наложен Хемчик-Систигхемский прогиб, выполненный платформенными образованиями с внутриплитным вулканическим материалом. Известны покровы с V3 - Є1 офиолитами.

Дербинский массив - это Pztz1 антиклинарий, примыкает к Саяно-Енисейским байкалидам (Протеросаян).

Верхнеканская глыба Prtz1.

Зоны салаирской складчатости. Закончили постсинклинальное развитие к позднему кембрию. В её составе Казыр-Кизирская зона, Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Катунский антиклинарий, Минусинская впадина.

Кембросаяны примыкают к Дербинскому антиклинорию.

Казыр-Кизирская зона. Геосинклинальный комплекс от Rf3 до Є1 представлен вулканогенно-терригенно-кремнистыми отложениями с офиолитовым комплексом. На рубеже раннего и среднего кембрия произошла салаирская фаза складчатости, со среднего кембрия до конца кембрия-орогенный этап развития.

Кузнецко-Катунское складчатое сооружения.

Кузнецкий-Алатау. Крупный антиклинарий, в плане имеет веерообразную форму. В узкой его части, в ядре расположен Томский массив (Горная Шория). Область эвгеосинклинального типа. В догеосинклинальную среднерифейскую эпоху - накапливались кремнисто-карбонатные осадки субплатформенного типа. Геосинклинальная стадия с венда до конца среднего кембрия - офиолитовая формация. В грабен-синклиналиях сохранилась верхнекембрийская моласса пестроцветная континентальная и девонская вулканогенная. Подводные вулканиты моласс относятся к базальтоидам. Томский массив сложен гранито-гнейсами, амфиболитами, диабазами, иногда гипербазитами.

Минусинные герцинские наложенные впадины. В их центре Батенёвский блок. Выполнены толщами осадочных пород, залегающих несогласно на каледонском фундаменте: континентальные вулканогенно-осадочные толщи D и угленосные С - Р1. В низах толщи вулканиты базальтового и андезитового состава, нередко щелочной линии. Известны небольшие массивы сиенитов, щелочных гибброидов.

Зона каледонской складчатости Западных Саян. Горный массив Западных Саян в структурном плане состоит из антиклинориев Джебашского, Куртушибинского, Чулымшанского и Усинского синклинария между ними. В Западных Саянах развиты офиолито-гипербазитовые поля. Приуроченные к шовным зонам Куртушибинской, Джебашской, Курайской (между Зап. Саянами и Горным Алтаем). Это блоки тектонических покровов в составе хаотических комплексов (меланжа). Внутри поясов меланжа глаукофановые сланцы (окаймляют Джебашский массов).

В Джебашском антиклинории в ядре - Rf1 и раннепалеозойская метаморфическая толща. В основании геосинального комплекса Западных Саян V-Є1 сплито-кератофировая формация, местами спилито-кремнисто-сланцевая. Выше зеленые туфы аидезито-базальтового состава (Є13 - Є2) и флишоидные толщи в Чулымшане ( - S1). S3 - C паралическая и вулканическая моласса. Комплекс интрузий плагиогранитов, габброидов и лейкократовых гранитов прорывают Rf, Є, О. Геосинклинальный этап (V-О-S) не характерен, т.к. отсутствуют краевые прогибы и слабый плутонизм.

Горно-Алтайская зона отделена от салаирид Катуни Ануйско-Чуйским синклинорием. Состоит из Талицкого и Холзунско-Чуйского антиклинориев, мегантиклинария Горного Алтая.

В ядре однородная песчано-сланцевая флишоидная формация (Є - О1) перекрытая молассой О2. В некоторых районах известны формации спилит-диабазовая V-Є1 и кремнисто-сланцевая Є1-Є2.

Раннегерцинская структура Салаира. Складчатость проявилась уже в D2, в С1 создана складчато-надвиговая структура. Различают стадии развития венд-среднекембрийскую с гипербазитами офиолитовой ассоциации и позднюю - флишоидную Є2 - О. Завершает геосинклинальное развитие терригенно-карбонатная формация (S - С1).

Позднегерцинские структуры завершили развитие в С2 - Р. В тектоническом плане различают Ануйско-Чуйский синклинорий, Кузнецкий прогиб, Томь-Колыванскую зону (на с-в Томская, на ю-з Обская часть), Рудноалтайская зона.

Кузнецкий прогиб начал формироваться в девоне. Накопились туфогенно-терригенные и карбонатные толщи верхнего палеозоя и нижнего мезозоя мощностью до 1 км. Это континентальные осадки угленосной формации (основные угли пермские). Толщи у западной окраины прогиба сильно деформированы (асимметричные складки и надвиги). В глубь прогиба складчатость выполаживается. Многочисленные силы диабазов, что обусловило зоны контактного температурного метаморфизма. Угли ценные высококачественные коксующиеся (Кузнецкий бассейн, Горловский бассейн).

Рудно-Алтайская зона сходна с Горно-Алтайской, сложена метаморфизованными зеленосланцевыми фациями терригенных пород (Є - О). О3 -S -D1 отсутствуют. D2 (8 км толща) - вулканогенно-терригенная формация с кислыми вулканитами на поднятиях и туфогенными флишоидными карбонатно-глинистыми осадками в прогибах. D3-С1 сложная фациальная обстановка с обширным вулканизмом. Внедрение в С3 и Р гранитоидов (привело к становлению Змеиногорского и Лениногорского гранитоидных комплексов). С2 - С3 в межгорных прогибах предоставлены угленосной молассой. Ряд антиклинориев (Алейский, Синюшинский) и синклинорий Быструшинский.

Выделяются шовные зоны Северо-Восточная (разделяет Рудный Алтай и Горный Алтай), Иртышская (Рудный Алтай и Калбинский синклинорий). Горный Алтай по шовной зоне надвинут на Рудный.

Иртышская зона. Продолжала развиваться (прогибаться) после закрытия герцинид Рудного и Горного Алтая в С1. На востоке зоны располагается Калбинская структурно-фациальная зона монотонных черных сланцев и алевролитов и флишево-граувакковая толща С.

На западе Иртышской зоны выделяется Жарминско-Саурская структурно-фациальная зона развития вулканогенных (андезито-дацитов) и обломочных отложений карбона. Здесь же габбродиориты и адамелиты С1, биотитовые и аляскитовые граниты Р.

Жарминская и Калбинская зоны разделены мощной Чарской зоной офиолитов с покровным строением. Закрылись они в конце С начала Р.

В мезозое эта область была платформой, только в юрских впадинах происходило угленакопление. Тектоно-магматическая активизация в N привела к созданию современного рельефа и складчато-глыбовой структуры региона.

2. Монголо-Охотская складчатая область

Окаймляет с юга байкалиды Забайкалья и Становой блок Алданского щита. Включает Западно-Забайкальскую салаирскую (Селенгино-Яблоновую) складчатую систему, Восточно-Забайкальско-Охотскую герцинско-позднемезозойская складчатую систему. На них наложены позднеюрско-нижнемеловые грабенообразные впадины. По структурным особенностям выделяются Западный, Центральный и Восточный сегменты.

Природа Монголо-Охотского пояса вызывает большие дискуссии. Существует несколько точек зрения.

Фундамент пояса был создан в конце Рz , а в раннем Mz вдоль пояса возникла за счет пояса раздробления фундамента, серия новообразованных морских прогибов, заполнявшихся продуктами разрушения смежных поднятий. Осадочные выполнения прогибов вместе с фундаментом было вновь деформировано в различные отрезки мезозоя, местами метаморфизовано и прорвано гранитами.

В последние годы появились данные о непрерывных разрезах Pz3 и Mz, как в западном, так и в восточном сегменте. Это позволило создать новую модель тектоники М.О. пояса. Кузьмин рассмотривает историю М.О. пояса с D и J как эволюцию структур, возникших на месте обширного океанического залива, вдававшегося внутрь южной окраины Сибири. Парфенов по восточной части пояса обосновал его происхождение за счет столкновения Буреинского массива с окраиной Сибири.

Милановский Е.Е. считает позднеюрско-раннемеловые грабено образные впадины Забайкалья звеньями Забайкальско-Восточномонгольской позднемезозойской эпиорогенной рифтовой системы.

Для всего пояса характерно:

1. развитие зеленосланцевых метаморфических толщ, образованных по вулканическим и тонкообломочным сериям. Это полоса шириной 10-20км, реже 50км. Местами среди метаморфических пород встречаются глаукофановые сланцы. Возраст их считался докембрийским или раннепротерозойским, но совсем недавно на востоке (в хребте Джагды) в метаморфической толще была обнаружена фауна (возрастом от D до Р). Кроме того доказан юрский возраст метаморфозма этих толщ.

2. наличие пояса тел габбротонолитов пиканского комплекса (хр. Тукурингра-Джагды) и буреинского в Восточном Забайкалье. Возраст их рассматривался как раннепалеозойский. Г.П. Кириллова относит их в Джагдинском районе к позднему палеозою, а в Восточном Забайкалье Долгалёв доказал их Т возраст. Пояс напоминает тонолитовую линию Альп, где тонолиты приурочены к шву столкновения континентов.

3. Почти по всему М.-О. поясу развиты гранитогнейсовые купола. В Восточном Забайкалье доказан юрский возраст формирования куполов.

4. непрерывное развитие региона в Pz3 и Mz1.

Все эти особенности являются определяющими признаками зон столкновения континентов.

Тектоническое районирование.

1.Древние массивы: Северный участок Буреино-Дунбейской платформы, Хингано-Буреинский массив, Приаргунский массив (Аргунско-керуленский или Центрально-Монгольский массив).

2. Селенгино-Яблоновая зона ранних палеозоид-салаиридов.

3.Палеозоиды, переработанные Mz деформациями: Борщовочный, Джагдино-Тукурингрский, Шантарский антиклинории.

4.Мезозойские складчатые области: Олонско-Газимуровский и Амуро-Зейский синклинории. Здесь палеозойское основание переработан Mz складчатостью (J несогласно на Pz). В ядрах Pz гранитизирован.

5.Впадины и прогибы: Удская, Верхнезейская, Буреинский прогиб - выполнены угленосными молассами Mz3 -Kz возраста.

6.Глубинные разломы: Монголо-Охотский, Южно-Тукурингрский (над ним джагдинская зона смятий). Разломы сопровождают габбро-диоритовые интрузии.

Хингано-Буреинский массив сложен в основном палеозойскими гранитными батолитами и ограничен прямолинейными разломами. Докембрийское основание сохранилось на небольших участках. Оно представлено Arch или Pzt1 метаморфическими комплексами (гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы), Pzt3 - филлитами, мраморами. Выше залегают V-Є глинистые сланцы. Спаян блок в Є (салаирская фаза), в это же время происходит внедрение гранитов. Затем накопились D1-2 аркозы и кислые эффузивы С. В Pzt3 вновь внедрение порфировидных биотитовых гранитов. На массив наложена Зее-Буреинская впадина.

Приаргуньский массив перекрыт Pz и Mz отложениями и прорван Mz гранитными батолитами. Выходы докембрия редки - ранний докембрий обнажен в ядрах мезозоид (глубокометаморфизованные породы). На крист. основании чехол V-Є - конгломераты в основании, археоцеатовые известняки и кварцитовидные песчаники. На Приаргунский массив наложен Верхнее-Амурский прогиб, выполненный карбонатно-терригенной толщей S-C1 (m = 5 000 - 6 000м). Пассивная окраина? Глубинный разлом Борзинско-Газимуровский. С меридиональными разломами связано Wо оруденение, к широтным разломам приурочено Мо оруденение, к поперечным поперечным - флюоритовое. В J2 в массиве сформировались гранито-гнейсовые купола. Объединение массивов в Pz3 (С). Между ними герцинский складчатый пояс.

Восточный сегмент. Удско-Шантарский блок имеет СВ простирание. Структуры сложены кремнисто-вулканическими и хаотическими толщами S-С1. Деформация ранняя перед Р, (по-существу, герцинская деформация). Наложены Удский и Торомский прогибы Т1 - J3.

На востоке Джагдинской зоны - метаморфические сланцы и гранито-гнейсовые купола. Последние образуют цепочки длинной до 200км. Восточнее в Ниланском антиклинарии кремнисто-вулканогенные толщи D-К. В Амгуньском синклинарии полный разрез Mz, (Т- J3), сильно деформирован. Общая структура складчато-глыбовая.

На западе Джагдинской зоны структуры с-з простирания. В основании разреза серия сланцев S -P (ранее относили к докембрию). Фиксируются Т3 олистостромы. J1 в Западно-Джагдинском прогибе представлена флишем - здесь непрерывный разрез от Pz1 до J2.

Тукурингрская зона представлена полосой метаморфических сланцев шириной 30-50км, в которых прослежены полосовидные тела габбро-тонолитов. По Добрецову метаморфические комплексы содержат глаукофановые сланцы, образующие Тукурингрский пояс.

Центральный сегмент. Это узкие редкие клинья метаморфические сланцев, небольшие тела габбротоналитов. Недавно обнаружены узкие полосы морских Т и J отложений.

Западный сегмент. Разное простирание. В основном разрез из обломочных пород (турбидитная серия) D-C. На востоке, в Агинском блоке, разрез наращивался морскими Т и J отложениями. По-видимому, в Чиронском прогибе это непрерывная серия Pz-Mz. Здесь деформация проявилась надвигами и образованием гранито-гейсовых куполов в J2.

Селенгино-Яблоновая зона сложена мощными (10км) зеленослан цевыми толщами Rf-Є1 (салаиридами). Выше S -C1 песчано-глинистый комплекс (примерно 8км). После С1 произошла складчатость и внедрение гранитов. Пермские отложения в простых прогибах представлена угленосной молассой. Т-J1-J2 - составляют чехол (преимущественно песчаники и конгломераты).

Выделяется 3 типа разреза: Яблоновая зона платформенная - морской Є и угленосная юра лежат согласно на фундаменте.

Южнее - складчатый кембрий, на нем угленосная юра залегает горизонтально (Pz-эписалаирская платформа).

Еще южнее Є и J1 складчаты, метаморфизованы, интрудированы. На границе средней и поздней юры проявилась киммерийская складчатость, в поздней юре раннем мелу формировались впадины с угленосной молассой, в неогене произошла тектономагматическая активизация. В регионе обилие гранитных батолитов, возраст которых омолаживания от Pz3-Т на западе до T3-J2 на востоке. Также изменяется возраст складчатости: в Восточном Забайкалье - J2 (В), в Западном Хэнтэе (к югу от Байкала)-перед Т3, в Хангае (Западная Монголия)-перед Т.

С юга этот сегмент сопровождается офиолитовыми зонами: Восточно-Агинской, Джорольской, Боян-Хочорский. Офиолиты имеют возраст Prtz3. По Добрецову здесь располагается второй пояс глаукофановых сланцев - Агинский.

Восточно-Забайкальская сигмоида (Агинское поднятие). Здесь с запада на восток простирание структур меняется с широтного на меридиональное до северо-восточного. Сигмоида “обтекает” поле развития триасовых отложений, что служило основанием для выделения Агинского массива. В настоящее время образование сигмоиды связывают со сдвиговым (левосторонним) смещением вдоль крупного шва, из-за “вдавливания” Аргуньского выступа в Становик.

Внутриплитный магматизм. Ареал внутриплитного магматизма - осевая часть Монголо-Охотского пояса, в ядре гранит-гранодиоритовые батолиты. Ареал по периферии сложен эффузивными и интрузивными породами повышенной щелочности, а также редкометалльными гранитами. Магматизм сопровождался формированием грабенов, заполненных молассой. Горячие точки образовали Северо-Монгольский пояс (в том числе Селенгинский) в С2-Р1 (310-270млн. лет)

Итак:

Приведенные факты дают возможность установить, что Монголо-Охотский пояс образовался в результате коллизии, когда Дунбейская платформа столнулась с Сибирской плитой. В зонах коллизии глаукофановые сланцы (субдукция), зонах обдукции гранито-гнейсовые купола, палингенные граниты. Складчатость проявилась в Восточном Забайкалье на границе средней и поздней юры (киммерийская), в Центральном сегменте - складчатость в позднем триасе, пред средней юрой (раннекиммерийская) и в поздней юре (позднекиммерийская), в Восточном сегменте - австрийская фаза складчатости (в начале позднего мела) сопровождалась внедрением гранитов.



2. Мезозойский складчатый пояс

Цель модуля 5 - показать особенности строения пояса мезозойской складчатости, окаймляющей азиатскую часть нашей страны. Особенность заключается в акреционном строении пояса, сформировавшегося в условиях субдукции океанической коры Тихого океана.

Геосинклинали мезозойского складчатого пояса заложились в среднем палеозое (в середине карбон), развитие их завершилось складчатостью в конце мелового периода (ларамийская фаза). Все регионы отличаются аккреционным строением.

2.1 Верхояно-Чукотская складчатая область

Мезозоиды Северо-Востока занимают северо-восток Азии (регионы Верхоянья, Колымы, Чукотки).

Пояс складок северо-востока возник в результате отрыва в юре континентального блока Чукотки и Карского массива (Арктиды) от Северной Америки и столкновения их в начале мела с северной окраиной Евразии. К северо-востоку причленилось значительное количество чужеродных блоков, прибывших со стороны Тихого океана. Складкообразующие движения закончились в середине мела, после чего возник Охотско-Чукотский континентальный вулканический пояс, как следствие продолжающегося сближения плит Тихого океана с Евразией и их субдукции под активную окраину. Верхояно-Чукотская складчатая область ограничена с юго-востока Охотско-Чукотским вулканическим поясом и с запада и юго-запада Сибирской платформой. В пределах этой территории располагается пояс современной сейсмичности, идущий от оси спрединга в Ледовитом океане (хр. Гаккеля) на шельф моря Лаптевых, в район дельты р. Лены и далее по хребту Черского. К последнему приурочены грабены Момской рифтовой системы и проявления молодого вулканизма. Этот пояс является современной границей раздвижения Евроазиатской и Северо-Американской литосферных плит (последние 35 млн. лет), с 35 млн. лет до 55 млн. лет эта граница проходила между Чукоткой и Аляской.

Итак, структура Северо-Востока образовалась аккреционным путем, в результате столкновения и соединения вместе разновозрастных и разновеликих блоков (континентальных, островодужных, остатков океанического ложа), которые присоединились к окраине Евразии при встречном движении плит Тихого океана и Арктики с конца юра до начала мела.

Тектоническое районирование.

В мезозоидах Северо-Востока выделяются следующие структуры.

1.Предверхоянский краевой прогиб (вдоль края Сибирской платформы фронт надвигов от Южного Верхоянья до дельты Лены) и прогибы Лено-Анабарский и Енисей-Хатангский.

2.Верхоянская складчатая система (Верхоянский антиклинорий, Индигиро-Колымская сниклинорская зона, Южно-Верхоянская складчатая зона, поднятия Хараулах и Сетте-Дабан), Инъяли-Дебинский синклинорий.

3.Срединные массивы - микрокониненты со среднепротерозойским фундаментом Охотский, Омолонский, Тайгоносский, Чукотский. Юдомо-майское поднятие

4.Колымская структурная петля (структуры хребтов Полоусного, Черского, Юкагирского плоскогорья - поднятия (чужеродные блоки) Полоусный, Тас-Хаяхтахский, Селенняхский, Омулевский, Приколымский, к северу от Омолонского массива - Берёзовский, Алучинский и т.д.). На чужеродные блоки наложены позднеюрские островодужные пояса Уяндино-Ясаченский, Алазейско-Олойский, Анюйско-Святоносский.

5.Пояс меловых гранитоидных батолитов (Колымский батолитовый пояс).

6.Южно-Анюйская складчатая зона, представляет собой шов столкновения различных континентальных блоков в раннем мелу.

7.Чукотская складчатая зона (палеозойские и мезозойские комплексы пассивной окраины Арктиды или Гипербореи).

8.Шовная зона Врангеля (Врангеля-Геральда-Брукса) - пояс деформаций верхнемелового-палеогенового времени.

9.Внутренние впадины и прогибы: Момо-Зырянская, Ольджойский прогиб.

Верхоянская складчатая система - это область развития верхоянского комплекса отложений верхнего палеозоя (с верхнего визе)-триаса-юры.

У края Сибирской платформы в основании верхоянского комплекса залегает толща мощных верхнедокембрийских (рифейских) и ранне палеозойских отложений. Наиболее древние отложения выходят в ядрах Сетте-Дабанского и Юдомо-Майского антиклинориев. В основании мощного (более 18км) рифейско-раннепалеозойского комплекса лежит терригенно-карбонатный рифей - 8км; на нем карбонатные венд и кембрий - 1,5км; выше карбонатный ордовик-силур.

Рифейско-раннепалеозойская толща без структурных несогласий, с многочисленными рифовыми постройками. Имеет все признаки отложений пассивных окраин плит. Длительность существования пассивной окраины не менее 500 млн. лет. О рифтогенезе свидетельствуют два периода в истории окраины:

1.1000 млн. лет назад произошло внедрение щелочных габбро и габбро - сиенитов, а также формирование карбонатитов в Хараулахском и Кыллахском поднятиях.

2.В позднем девоне (в франское время) в Сетте-Дабане отмечен базальтовый вулканизм траппового типа и щелочно-ультраосновной комплекс с карбонатитами. В устье Лены отмечены субщелочные лавы. Возможно, рифтогенные структуры представляют собой продолжение структур Вилюйско-Патомской рифтовой системы.

Верхоянский комплекс без несогласий лежит на рифейско-раннепалеозойском комплексе.

Верхоянский комплекс С2-J - монотонная обломочная толща, представленная чередующимися песчаниками, алевролитами, аргиллитами, реже конгломератами, отложившимися в условиях мелководья или континентального склона. Доказано, что обломочный материал поступал исключительно с Сибирской платформы, выносился на обширный шельф продвигавшийся к востоку. Мощность и мористость осадков закономерно возрастают по мере удаления от Сибирской платформы. В этом же направлении появляются горизонты с подводно-оползневыми текстурами и флишоидным сложением. Особенности комплекса трудно объяснить иначе, чем отложениями пассивной окраины.

Породы верхоянского комплекса подверглись интенсивным деформациям. В целом чехол сорван с основания, крупные надвиги обнаружены по периферии складчатой системы. Вдоль границы с Приверхоянским прогибом величина перемещения достигает первых десятков километров. Структура Верхоянья асимметричная. Наиболее прогнутые части складчатой системы - Инъяли-Дебинский и Ольджойский синклинории. На них надвинуты палеозойские чужеродные блоки и мезозойские вулканиты хребта Черского.

Складчатость произошла в конце юры - в начале мела (позднекиммерийская фаза) на востоке Верхоянской зоны, в конце раннего мела - начале позднего мела (австрийская фаза) на западе. (В Приверхоянском краевом прогибе первые продукты разрушения верхоянского комплекса появляются в альбе).

Колымская структурная петля

Структура колымской петли хорошо читается на геологической карте по выходам пород нижнего и среднего палеозоя в хребтах Полоусном, Черском, Приколымском и на Юкагирском и Алазейском плоскогорьях. В разрезе выделяются два структурных комплекса, разделенных несогласием в Полоусном блоке, в хребте Черского, в Приколымском - в предбатское время; на Алазейском плато - в предпозднетриасовое; на севере Юкагирского плато - в предсреднеюрское.

Эти несогласия отделяют блоки петли от отложений мезозойских островодужных комплексов. (эти перерывы отсутствуют в верхоянской серии). Блоки петли от отложений верхоянского комплекса отделены надвигами с олистостромами. Надвигание произошло в раннем мелу, амплитуда до десятков километров. На северо-востоке петля обрезана Южно-Анюйской шовной зоной.

Верхнепалеозойские отложения разнообразны, представлены вулканическими, кремнистыми и вулканогенными породами, включая офиолиты. Разнофациальные комплексы сближены и отложения резко меняется при переходе от одного блока к другому. В структурном плане отложения имеют необычайно сложное строение и представляют собой многочисленные чешуи (от км до десятков в поперечнике), надвинутые друг на друга. Чешуи имеют торцовые сочленения и напоминают гигантскуб брекчию.

Характеристика блоков дана в объяснительных записках к геологическим картам м-ба 1:1000 000 (новая серия) листов Q-54,55 (Хонну) и Q-56,57 (Среднеколымск).

Осюда следует вывод, что основание Колымской петли представляет собой деформированную мозаику чужеродных блоков. Сложная чешуйчато-блоковая структура возникла в конце мезозоя, а каждая чешуя представляет собой обломок более крупных первичных блоков.

Можно выделить первичные блоки по характеру разрезов:

карбонатный разрез,

вулканический разрез пород ордовика,

вулканогенно-кремнистый разрез верхнего палеозоя и мезозоя с офиолитами и островодужные комплексы среднего-верхнего палеозоя с офиолитами.

Щелочность и содержание калия в изверженных и вулканических породах возрастают от центра петли к ее внешней части, т.е. с востока на запад. Палеозона Беньофа под углом 45° падает на запад.

Деформация петли произошла в середине раннего мела.

Итак, колымская структурная петля представляет собой вторично и неоднократно деформированную аккреционную мозаику чужеродных блоков, собранных у нескольких разновозрастных островных дуг. Комплекс отложений верхоянской серии представляет собой матрицу с впресованными в нее чужеродными блоками колымской петли. Петля разделяет поле развития верхоянского комплекса верхнего палеозоя - мезозоя (пассивная окраина Сибирской платформы) от внутренних частей Верхояно-Колымской области, имеющих аккреционное строение, т.е. это структурный шов, по которому к Сибирской платформе перед поздней юрой причленились разновозрастные блоки земной коры.

Большая часть внутренних пространств колымской структурной петли перекрыта молодыми островодужными вулканическими образованиями и поэтому названные блоки лишь часть из вскрытых блоков.

Островодужные комплексы образуют две дуги Алазейско-Олойскую и Уяндино-Ясачненскую.

Алазейско-Олойская вулканическая дуга формировалась в триасе на границе доггера и мальма и сложена андезитами, базальтами, их туфами, кремнистыми и вулканогенными породами. Уяндино-Ясаченская вулканическая дуга имеет возраст от келловея до титона. Состав вулканитов от базальтов через андезиты до риолитов с прослоями морских осадков. Преддуговой террасой может быть мощная (6,5км) флишоидная толща с вулканогенным материалом (возраст до титона). Расположена толща к северо-востоку от Уяндино-Ясаченской вулканической дуги.

Пояс батолитов.

На юге Колымская петля сечется поясом гранитных батолитов, но на севере он согласен с простиранием петли, т.е. петля разновозрастна: добатолитовая на юге, послебатолитовая на севере. Батолиты сложены гранитами и гранодиоритами. Их состав близок к среднему составу верхоянской серии отложений. Соотношение 87S2/86S2 характеризуются высокими значениями от 0,720 и выше.

Состав батолитов (от биотитовых до амфиболовых гранитов) зависит от того, где они залегают - в терригенных или преимущественно карбонатных породах Все это свидетельствует о том, что гранитоиды палингенные и могут рассматриваться как коллизионные граниты (структуры Колымской петли перекрыли породы верхоянского комплекса, вследствие чего произошло утолщение коры и выплавка гранитов в локальных камерах). Оловоносность и золотонсных гранитных тел.

Приколымский блок входил до франского века в состав Сибирской платформы, на что указывает сходство отложений Rf (сибирский разрез, однотипные строматолиты), Рz. В фамене смена карбонатных пород глубоководными кремнистыми сланцами, в позднем карбоне - трапповый комплекс базальтов и габброидов (внутриплитный магматизм нет больше нигде на С-В).

В конце девона Приколымский блок оторвался от кратона и погрузился по листрическим разломам. Появление туфогенного материала в карбоне свидетельствует о его дрейфе к островной дуге. В Мz он с ней столкнулся, испытав деформацию и поднятие. Верхнеюрские вулканиты лежат уже с несогласием на более древних отложениях.

Блоки Полоусный и Черского похожи на Приколымский. Рассошинский блок - не похож ни на один (отложения формировались в процессе рифтогенеза).

Уяндинский, Мунилканский, Увязкинский - толщи базалитов с офиолитами, что характерно для океанических островов.

Арга-Тасский, Шумнинский блоки сложены островодужными комплексами.

Срединные массивы

Омолония включает два разобщенных массива Омолонский и Охотский. Это террейны, они обрамлены полями развития верхоянского комплекса Рz3 - Мz1. Их разрезы отличаются от разрезов Сибирской платформы. Докембрийский фундамент местами перекрыт V-€, отсутствует О2-S-D1, выделяется мощная серия субаэральных эффузивов D3 (кеданская серия Омолонского массива). Выше залегает маломощная серия С, Р, Т. По палеомагнитным данным Омолонский и Охотский массив отстояли от края Сибирской платформы не менее, чем на 3000 км.

Омолонский массив - западная часть представлена Кеданским поднятием, восточная часть - Тайгоносский массив. На полуострове Тайгонос выходит ранний докембрий (гранитогнейсовые купола, зеленокаменные пояса - 3.4-3.1 млрд. лет). Чехол представлен Rf3 - К1. D2 -D3 - кеданская серия вулканитов характерных для активных окраин андского типа. J3 - K1 представлены континентальные угленосные отложения.

Деформация чехла произошла перед K1 перед заложением Охотско-Чукотского вулканического пояса.. В фанерозое О.м. вел себя как микроконтинент, в С-Р (по бореальной фауне) он был в полярной области.

Охотский массив. Фундамент глубокометаморфизованные толщи Р2t1-2. Отделился от Омолонского массива в последевонское время, окончательно по анализу разрезов в Р. Как и в Омолонском массиве перерыв О2-S-D1, верхний девон с окраинно-континентальными вулканитами. Нет поблизости континентов где был бы перерыв О2-S - D1 и вулканиты D3. Омолонско-Охотский микроконтинент находился в стороне от Сибирской платформы и точное его нахождение неизвестно. Единственное место, где ранний докембрий перекрыт вулкано-плутоническим девоном - восток Северо-Австралийского щита.

Южно-Анюйская складчатая зона (шовная зона, рифт) отделяет Колымскую структурную петлю от Чукотской складочной системе. На западе зона трассируется магнитными аномалиями под кайнозойским чехлом арктической прибрежной равнины и далее обнажается на острове Большой Ляховский (Новосибирские острова). Выделяются три подзоны Центральная, на юге Олойская, на с-в Нутесинская.

Центральная - в основании J3 - K1 комплекса залегают офиолиты с гипербазитовым массивом. J3 сложена спилитами и диабазами, схожими с толеитами СОХ, и перекрыты K1 флишем и граувакками. Деформация произошла между готеривом и аптом.

Олойская подзона - J3-K1 вулканический комплекс (андезиты, андезито-базальты с туфами и морскими осадками) островной дуги.

Нутёсинская подзона (на севере) - K1 базальты и андезито-базальты известково-щелочного состава (островодужные вулканиты). Они несогласно перекрыты Охотско-Чукотским вулканическим поясом.

Южно-Анюйская зона представляет собой возможно остатки J3 океанического бассейна, ложе которого в конце юры-начале мела закрыто двумя островными дугами. Деформация произошла в апте в результате столкновения Чукотки с Сибирской литосферной плитой.

Чукотская складчатая система. Чукотка вместе с Новосибирскими островами, островами Врангеля, Де-Лонга является обломком континента Арктиды (Гипербореи), подвергшемуся деформации и раздроблению в Мz3. Смятые мезозойские отложения выделяются в качестве Чукотской складчатой системы.

Докембрийское кристаллическое основание обнажено на С-В Чукотки и на о. Б. Ляховский. На Чукотском массиве в поднятиях Уэлен и Синявском метаморфические толщи представлены породами амфиболитовой фацией (гранулиты не известны) - 1570-1680 млн. лет. На о. Б. Ляховский - амфиболиты и кристаллические сланцы. На о. Врангеля - кристаллические сланцы, амфиболиты, зеленые сланцы, перекрытые Rf-V конгломератами.

Палеозой известен на островах и поднятиях Чукотки. На Чукотке и Новосибирских островах в основании разреза граптолитовых сланцев О1, выше до С2 известняки фаций шельфа. Среди известняков горизонты граптолитовых сланцев. С1-2 содержат типичные фораминиферы низких широт, тогда как верхоянский комплекс содержит бореальную фауну (С3-Р - перерыв).

На острове Котельный - С3-Р песчано-сланцевые отложения континентального склона и подножия. На о. Врангеля также предкаменноугольные несогласия. В Р коломыевые (двустворки) известняки (нигде больше не известны в Чукотской складчатой области).

Мезозойские отложения начинаются мощными терригенными триасовыми вулканогенными толщами, залегающими на Рz с размывом и перерывами. В Т1 - диабазы траппового типа и туфы основного состава, Т2 - фаунистически не доказан, в Т3 - сформировалась мощная толща флишоидных отложений, деформированных в предоксфорское время. На ней лежат вулканические породы Нутесинской островной дуги. Все это вновь подверглось главной складчатости в К1. Одновременно шло внедрение гранитных батолитов, сходных с колымскими.

Чукотска и Новосибирские острова принадлежали вместе с Карским массивом к континенту Арктида. Аналогичные разрезы известны на Северной Аляске и на Канадском архипелаге. Арктида соединилась с Аляской в конце девона.

Кони-Мургальский вулканический пояс выходит из-под Охотско-Чукотского вулканического пояса к востоку от него на полуострове Тайгонос, Пьячина, Кони. Возраст формирования от Р2 до К1. Мезозоиды подверглись покровно-складчатым деформациям перед заложением Охотско-Чукотского вулканического пояса. В составе всюду андезиты и андезито-базальты, дациты, риолиты, сопровождавшиеся большим количесвом туфов.

Выявлено несколько остатков вулканических дуг разного возраста Р2, Т-J1, J2-J31, J3.

Охотско-Чукотский вулканический пояс. Протягивается на 3000 км вдоль побережья Охотского моря и Сихотэ-Алиня. Маркирует активную континентальную окраину. К моменту образования пояса была окончательно сформирована вновь созданная окраина Азиатского континента.

В составе пояса формировавшиеся в континентальных условиях андезиты и риолиты, местами андезито-базальты. Это типичная известково-щелочная серия пород. Установлена латеральная смена щелочности с востока на запад, вглубь континента. На востоке низко калиевые разновидности сменяются умеренно калиевыми, а в тылу появляются шошониты и латиты.

С вулканитами пространственно сопряжены интрузивные массивы от габбро до гранитов. В них общая щелочность и содержание К растет в глубь континента. Гранитоиды известково-щелочного ряда на востоке сменяются диорит-монцонитами на западе. Интрузии составляют с вулканитами единую вулкано-плутоническую ассоциацию и возникли в результате выплавок в коре над зоной субдукции.

Выделяется три комплекса вулканитов:

нижний комплекс - андезиты, андезито-базальты, угленосные отложения;

средний комплекс залегает с несогласиемна нижнем - андезиты, риолитовые игнимбриты и туфы, гранитные интрузии;

верхний - субщелочные базальты.

По содержанию К в породах одинаковой кремнекислотности определяется наклон ископаемой зоны Беньофа. Глубоководный желоб должен был находиться на расстоянии около 500 км от окраины вулканического пояса, т.е. на территории современной Корякии и Охотского моря. Наклон зоны Беньофа составляет всего 20є.

Вулканические породы деформированы слабо, хорошо сохранились первичные вулканотектонические структуры, особенно в форме кальдер.

В тылу пояса развита серия впадин, выполненных угленосной молласой. Происхождение впадин.

Иногда породы вулканического пояса перекрыты палеогеновыми базальтами - продуктами уже внутриплитного магматизма.



2.2 Сихотэ-Алиньская складчатая область

Мезозойская складчатая область Сихотэ-Алиня расположена к востоку от Ханкайского массива и Хингано-Буреинского антиклинория, занимает хребет Сихотэ-Алинь от Владивостока до устья Амура. Представляет собой мезозойское складчатое сооружение аккреционной природы. В современной структуре представлены две ветви Сихотэ-Алинь и о. Сахалин, разделенные прогибом Татарского прогиба. Прогиб возник только в неогене.

Тектоника региона рассматривалась с традиционных позиций и с позиций тектоники плит. Полученные новые материалы позволяют остановится на двух концепциях. Н.Г.Мельников, А.О.Мазарович, К.М.Пущаровский и С.Р.Рождественский и другие выделили в структуре Сихотэ-Алиня шарьяжи, офиолитовый меланж, хаотические олистостро-мовые комплексы. Л.М.Парфенов рассматривает этот складчатый пояс как сооружение аккреционной природы.

Тектоническое районирование.

Домиоценовый структурный этаж.

Докембрийский Ханкайский массив. В ядрах гранитогнейсовых куполов выходят метаморфические породы докембрия и нижнего палеозоя. Местами сохранились отложения кембрия и ордовика. До среднего палеозоя Ханкайский массив развивался совместно с Хингано-Буреинским и Аргунским массивами, начиная со среднего палеозоя его развитие связано с мезозоидами. На восточный край массива наложен пермский вулканический пояс (фауна ангарского типа). Чехол массива (прибрежно-морские отложения нижнего триаса-верхней юры) слабо деформирован.

Центральная зона Сихотэ-Алиня представдяет собой пачку тектонических покровов и олистостром с офиолитовым меланжем верхнего девона. На них осадочный чехол верхнего палеозоя. Выше лежат толщи базальтов и туфов нижней и средней юры с двустворками бореальной провинции (островодужный комплекс). В Центральной зоне верхнепалеозойские породы (от С до Т) относятся к чужеродным блокам (террейнам). По составу это комплексы глубоководных желобов, океанического чехла, рифов с теплолюбивой фауной и габброидов.

Зона главного синклинария Сихоте-Алиня выполнена нижнемеловым флишем, деформированным перед сеноном. На востоке этой зоны прослеживается на побережье Сергеевская зона (тектонические покровы, серпентинитовый меланж, экзотические блоки габбро).

Центральная зона отделена от зоны главного синклинория Центрально-Сахалинским левосторонним сдвигом амплитудой 200км.

Между Хингано-Буреинским и Ханкайским массивами С севера на юг выделяются Ниланская зона (девонские осадочные и вулканогенные толщи), Амгунский прогиб (сланцевая толща юры), Хабаровская и Бикинская зоны (складчатый палеозой). Все зоны имеют покровное строение, в их сложении участвуют комплексы переполненные глыбами верхнего палеозойских и мезозойских пород.

Все комплексы палеозойских пород Сихотэ-Алиня идентифицируются с субдукционным меланжем, формировавшимся во фронтальной части островной дуги (палео Сихотэ-Алинской), которая вместе с меланжем столкнулась в начале мела с пассивной окраиной Амурии и оказалась причлененной к континенту. В тектонических покровах сохранилась флишеподобная матрица. Она представлена комплексами пород валанжина и готерива. Состав меняется с запада от аркозового до вулканогенно-осадочного на востоке (очевидно, это комплекы задугового бассейна). Эти комплексы деформированы перед сеноном до возникновения вулканического пояса.

Вулкано-плутонический пояс Сихотэ-Алиня. Сложен известково-щелочной серией вулканитов и гранитных интрузий. Наблюдается геохимическая полярность:с востока на запад к континенту породы становятся все более щелочными, другими словами пояс маркирует континентальную окраину андского типа. По методу Диккинсона и Хазертона рассчитано положение зоны Беньофа: выходит она в 400 км от побережья в районе современного Восточно-Сахалинского шва, падение зоны на восток под углом 220. Формировался пояс с сенона до раннего эоцена (от 80 до 50 млн. лет назад).

Складчатая область Сахалина.

Сахалин отделен от Сихотэ-Алиня Татарским и Западно-Сахалинским прогибами. Породы Татарского прогиба недеформированы, Западно-Сахалинский прогиб - деформирован в конце плиоцен-начале квартера.. Это обломочные толщи - продукт размыва вулканической дуги. Они надвинуты на восток на рыхлые отложения Тымь-Поронайской депрессии, которую на севере наложен Северо-Сахалинский прогиб. Выполнен фациально сильно изменчивой толщей от эффузивов до миоценовых угленосных отложений. В структуре преобладают брахиморфные складки. Прогиб и примыкающий шельф Охотского моря представляют собой Охинский нефтеносный район.

Западный Сахалин от Восточного отделяет Центрально-Сахалинская шовная зона - узкий новейший грабен, закрытый плиоцен-четвертичными отложениями.

В строении доплиоценового складчатого фундамента Восточного Сахалина участвуют комплексы мезозойских метаморфических пород (зеленосланцевой и глаукофановой фаций), деформированных в австрийскую и ларамийскую фазы складчатости; набильской серии альба-сеномана (глыбовый комплекс базальтов, известняков, кремнистых осадков в сланцево-аргиллитовой матрице); вулканический верхнемеловой (по флоре) представлен андезитами, щелочными базальтами, яшмами, радиоляритами.

Фундамент в тектоническом плане представлен серией покровов, надвигавшихся на запад. Деформация произошла между мелом и палеогеном (ларамийская фаза складчатости). В начале палеогена погружение с осью в Татарском прогибе.

Плиоценовый структурный этаж. Палеоген отсутствует. Неоген перекрывает с несогласием фундамент на западе и частично на востоке. В Центрально-Сахалинской депрессии мощность терригенных отложений составляет 5-9км. С ними связаны месторождения нефти (верхний миоцен) и бурые угли.

Подвижки в конце миоцена создали блоковую структуру. Моноклинальное залегание в каждом блоке, но разнонаправленное в соседних, создает подобие антиклинальных и синклинальных складок. Правосдвиговые продольные смещения амплитудой 5-25км.

Магматизм.

В фундаменте многочисленны интрузии от гранитных до ультраосновных. Вулканогенные фации.

К югу от Сахалина расположено Японское море заполняющее Япономорскую впадину. В ней выделяется поднятие Ямомото с континентальной корой, на остальной территории кора океанического типа. Предположительно под этим участком коры находится мантийный диапир.

2.3 Охотоморская эпимезозойская плита

Дно Охотского моря подстилает мезозойская Охотоморская плита. Выделяются Северо-Охотский шельф, погруженный шельф центральной части моря и глубоководная Южно-Охотсая впадина. Охотоморский массив рассматривается как мезозойская платформа с выходами мезозойского фундамента на Востоке Сахалина и Западной Камчатке. На западе плиты шельф Сахалина имеет ширину 150-170км и с востока обрезан Восточно-Сахалинской шовной зоной (сейсмичная область).

Северо-Охотский шельф выполнен осадочной толщей (6-7км) возрастом от верхнемелового до современного. На юге он ограничен широтной зоной дислокаций Кашеварова (от севера Сахалина на восток до Камчатки).

Погруженный шельф Охотского моря. Имеет глубины 900-1500м. во многих местах акустическое основание выходит на поверхность, а чехол имеет мощность 200м, лишь во впадинах до 500-1000м. По данным ГСЗ кора здесь континентальная. Выделяются поднятия АН и Института океанологии, крупная впадина Дерюгина (океаническая кора?). Возраст чехла не позднее миоцена. 10 млн лет назад плита представляла собой сушу. Об этом свидетельствуют в вулканогенной толще неогена на Курильских островах конгломераты, континентальный материал которых был принесен с севера с охотоморской суши (на юге как и сейчас располагался океан Пацифик с океанической корой, которая не могла быть источником континентального осадочного материала). Южно-Охотская впадина в момент переноса осадков еще не существовала, поэтому её заложение произошло позже 10 млн лет.

Южно-Охотская глубоководная впадина (глубиной 3200м) представляет собой тыловодужный бассейн, раскрывшийся к началу миоцена после появления конгломератов на Курилах. Мощность чехла 3000м, подстилается типичной океанической корой. Повышенный тепловой поток 80-120 мвт/м2.



Литература

1. Милановский Е.Е., «Геология СССР» Учебник в 3 частях. М.: Изд-во МГУ. 1. 1987 , 2. 1989, 3. 1991.

2. Короновский Н.В., «Краткий курс региональной геологии СССР» М.: Изд-во МГУ, 1984.

3. Красный Л.И., «Глобальная система геоблоков». М.: Недра, 1984.

4. Милановский Е.Е., «Геология России и ближнего зарубежья». М.: МГУ. 1997 г.

5.Объяснительная записка к геологической карте Дальнего Востока СССР. Санкт-Петербург. 2000.

6.Объяснительная записка к геологической карте Сибирской платформы и прилегающих территорий. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ. 2000.

7. Объяснительная записка к геологической карте Восточно_Европейской платформы и её складчатого обрамления. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ.1992.

Геологические и тектонические карты

8. Геологическая карта СССР. М-б 1:2500 000.Л., Мингео СССР, 1983.

9 Геологическая карта СССР. М-б 1:5000 000.Л., Мингео СССР, 1966.

10. Международная тектоническая карта Европы и смежных областей. М-б 1:2500 000. Изд-во АН СССР, 1982.

11. Тектоническая карта Евразии. М-б 1:5000 000. ГУГК, 1966.

12. Геологическая карта Кавказа. М-б 1 000 000.

13.Геологическая карта Дальнего Востока СССР. М-б 1 500 000. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ.1992.

14.Геологическая карта Сибирской платформы и прилегающих территорий. М-б 1 500 000. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ. 2000.

15.Геологическая карта Восточно_Европейской платформы и её складчатого обрамления. М-б 1 2 500 000. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ.1992.

Размещено на Allbest.ru

...