Региональная геология

Состав и строение Верхоянского комплекса, образующего структуру складчатой системы во всех ее частях, довольно однообразен и представлен мощной (до 6 км., и более) монотонной толщей песчано-глинистых пород от среднего карбона до юры. Источником терригенного материала служила Сибирская платформа, с которой обломочный материал выносился реками на континентальный шельф. От края континента наблюдаются последовательные переходы от континентальных и прибрежных фаций осадков к мелководным морским и далее к глубоководным осадкам континентального склона и подножия с характерными флишоидными отложениями. Верхоянский комплекс практически повсеместно залегает на рифейско - раннепалеозойских карбонатных отложениях, которые представляют собой генетически единую осадочную серию сформированную в условиях пассивной окраины. Переход от карбонатного осадконакопления к терригенному произошел в визейское время и мог быть связан с понижение уровня океана и/или перемещения континента в более высокие широты. В целом условия пассивной окраины сохранялись в этом районе в течении 500 млн.лет начиная с позднего рифея. В течении этого времени отмечаются два периода рифтогенеза: первый на рубеже 1000 млн.лет, когда были сформированы интрузии щелочных габброидов, габбросиенитов и карбонатитов, индикатором второго - в позднем девоне являются покровы базальтов траппового типа (субщелочные лавы, щёлочно-ультраосновные интрузии) хребта Сетте-Дабан.

Верхоянский комплекс интенсивно деформирован. Возраст складчатости несколько различен в разных частях зоны, - от конца позднеюрской эпохи на востоке до начала раннемеловой эпохи на западе. Деформация структуры Верхоянья связана с эшелонированным надвиганием на окраину Сибирской платформы серии покровов Верхоянского терригенного комплекса, сорванного с подстилающего карбонатного основания в результате коллизии Сибирского континента и разнородных литосферных блоков северо-западной окраины Тихого океана. Коллизионное сжатие и последующая складчатость стали причиной формирования ассиметричной структуры Верхоянья, состоящей из ряда антиклинориев, и разделяющих их синклинориев, надвигообразования и формирования перед фронтом растущего горно-складчатого сооружения Предверхоянского краевого прогиба. Прогиб выполнен мощной толщей позднеюрско-раннемеловой молассы и функционировал как компенсационная впадина. Во внутренней зоне развиты континентальные песчаники, алевролиты, аргиллиты, лимнические угли, в западном направлении эти отложения фациально замещаются паралической угленосной формацией.

Колымская структурная петля проявляется выходами допозднепалеозойских пород резко сменяющих верхоянский комплекс. К ним относятся на периферии петли поднятия хребтов Полоусного, Черского, Приколымья, Юкагирского плоскогорья и, расположенного в центре петли Алазейского плоскогорья. Повсеместно в пределах Колымской петли хорошо распознаются два структурных комплекса, разделенных крупным структурным несогласием внутри триаса - юры: первый комплекс представлен разнообразными чужеродными блоками (террейнами), второй - мезозойскими островодужными формациями.

Чужеродные блоки представлены целым рядом комплексов пород широкого возрастного диапазона от докембрия до мезозоя, среди которых можно выделить несколько самостоятельных типов.

1) Карбонатные блоки. Наиболее многочисленны, распространение по периферии Колымской петли. Приколымский блок имеет субмеридиональное простирание и представлен выходами метаморфического фундамента средне-позднепротерозойского возраста, перекрытого чехлом рифейских карбонатных и терригенных отложений. выше рифея залегают комплекс палеозойских осадочных пород, имеющий много общего с карбонатным чехлом Сибирской платформы. Для середины девона характерны горизонты вулканитов трапповой формации, а в карбоне карбонатное осадконакопление сменяется кремнистым, что свидетельствует об отрыве блока и погружении, в результате которого начали накапливаться глубоководные осадки. Многочисленные мелкие карбонатные блоки (Полоусненский, Селеняхский, Омулевский и др.) очень похожие по своему внутреннему строение на Приколымский расположены в районе хребтов Черского и Полоусного. Они образуют структурную мозаику, распространяющуюся полосой вдоль края Колымской структурной петли. По сути дела здесь они представляют собой гигантскую брекчию. Единственным существенным отличием от Приколымского блока является отсутствием вскрытого докембрийского основания.

2) Блоки с вулканическим типом разрезом, преимущественно ордовикского возраста. Типичным представителем является Россошинский блок. Здесь присутствует полный разрез ордовика, начинающийся со сланцевой толщи с граптолитами, выше которой залегает мощная вулканическая толща, представленная трахибазальтамп и их туфуми, трахириолиты в верхней части разреза. Формирование вулканитов, вероятно, связано с процессами рифтогенеза.

3) Блоки, в строении которых участвуют офиолиты. Малы и немногочисленны: Уяндинский, Мунилканский и др. Каждый из них обладает индивидуальными особенностями. Однако в общем, их строение представлено тектоническим меланжем различных членов офиолитовой ассоциации: ультрабазитов, габбро, амфиболитов, шаровых лав и т.п.

4) Островодужные террейны средне-верхнегопалеозойского возраста. Развиты, преимущественно во внутренней части Колымской петли. Наиболее представительным является Алазейский блок, в основании которого залегает зонально метаморфизованная вулканогенно-сланцевая толща позднего девона - раннего карбона, перекрытая толщей позднепалеозойских вулканитов островодужного генезиса. Среди них преобладают средние и кислые вулканиты известково-щелочной направленности, много туфов, переслаивающихся с морскими осадками.

Кроме указанных выше, отмечается несколько своеобразных блоков с вулканогенно-кремнистым разрезом верхнего палеозоя и нижнего мезозоя, и блоки сложенные глубоководным вулканогенно-кремнистым разрезом перми.

Время аккреции описанных террейнов определяется по несогласному залеганию на них молодых островодужных комплексов, составляющих второй структурный комплекс Колымской петли. Выделяется два уровня несогласий - поздняя юра и ранний мел, что предполагает под собой наличие не менее двух вулканических дуг: среднетриасово-раннеюрской Алазейско-Олойской (внутри Колымской петли) и средне-позднеюрской Уяндино-Ясачненской (по периферии петли). Первая сложена базальтами, андезитами, туфами, флишоидными и кремнистыми осадками; вторая - базальт-андезит-риолитовой известково-щелочной серией с большим количеством туфов и морских осадков. Вулканические дуги конформны Колымской структурной петле и деформировались совместно с более древними чужеродными блоками, после их аккреции к окраине континента. На заключительных этапах коллизии в мелу, вследствие утолщения коры и ее парциального плавления был сформирован пояс Колымский гранитных батолитов, очертания которого также повторяют форму Колымской петли.

Омолонский и Охотский массивы имеют сходное строение и представляют собой обломки единого континента, но не Сибирского, поскольку существенно отличаются от него. Разделение бывшего микроконтинента на две самостоятельные части - Омолонскую и Охотскую произошло в позднедевонское - каменноугольное время.

Архей - протерозойский метаморфический комплекс фундамента представлен гнейсами, амфиболитами и кристаллическими сланцами амфиболитовой и гранулитовой фаций. Широко развиты гранитогнейсовые купола. Формирование чехла началось в позднем рифее, около 800 млн. лет назад. Отложения чехла представлены рифейскими терригенно-карбонатными мелководными отложениями, в венде отмечается присутствие тиллитов, кембрий характеризуется карбонатным разрезом, нижний ордовик - конгломератами и красноцветными терригенными осадками. На большую часть ордовика, силур и нижний девон приходится перерыв. Выше залегает мощная толща девонских вулканитов, представленная известково-щелочной серией, дифференцированной от андезитов до риолитов. В ее составе преобладают игнимбриты и кислые лавы , встречаются прослои известняков, песчаников и сланцев Совместно с многочисленными субвулканическими телами и гранитоидными. интрузиями они образуют вулканоплутоническую ассоциацию, близкую активным окраинам андийского типа. Начиная с карбона разрез Омолонского и Охотского массивов имеют некоторые отличия как по составу так и своему строению (наличие перерывов в различное время), что предполагает их пространственное разобщение.

Карбон Омолонского массива представлен конгломератами и толщами углями, нижняя пермь развита спорадически и представлены конгломератами и алевролитами. Верхняя пермь образована маломощными мелководными карбонатио-глинистыми отложениями. Триасовые и нижне-среднеюрские отложения - морские песчано-глинистые; в юре - появляются горизонты базальтов и их туфов. верхнеюрские и нижнемеловые отложения представлены континентальными угленосными формациями.

Каменноугольные и пермские отложения в пределах Охотского массива развиты ограниченно В этом интервале разреза преобладают континентальные грубообломочные отложения, в перми в ассоциации с наземными кислыми эффузивами. Триас представлен только верхним отделом, и сложен грубообломочной морская толщей с кислыми лавами и их туфами. Юрские отложения развиты ограниченно и имеют состав, близкий к триасовым.

Южно-Анюйская шовная зона отделяет структуры Верхояно-Колымской части складчатой области от Чукотской. Зона является важным тектоническим элементом. По этому шву соединяются континентальные области Евразия и складчатые структуры, принадлежащие к коллизионному обрамлению арктических субконтинентов и Северной Америки. Для Южно-Анюйской зоны наиболее характерно развитие позднеюрских - раннемеловых океанических комплексов, которые тесно ассоциируют с островодужнымп комплексами близкого возраста. Зона имеет чешуйчато-надвиговое строение. В ее состав входят крупные офиолитовые комплексы, включающие гипербазиты, габброиды, спилит-диабазовые толщи, близкие химическому составу толеитам СОХ и ассоциирующие осадочные породы, представленные пелагическими отложениями. Одновозрастные образования островных дуг представлены андезитами, андезибазальтами и базальтами с большим количеством туфов, особенно в верхах толщ. Лавы перемежаются с морскими осадками и имеют известково-щелочной состав. Позднеюрский - раннемеловой. Субдукционный комплекс включает также ряд чужеродных блоков среднепалеозойских офиолитовых и островодужных комплексов, между которыми развиты зоны меланжа и глаукофансланцевого метаморфизма.

Чукотская складчатая система принадлежит к коллизионному поясу обрамления арктически континентальных массивов. На севере ее ограничениями являются подножия материковых склонов, включая Новосибирские о-ва, о-в Врангеля, а на юге ее граница перекрыта вулканитами Охотско-Чукотского пояса. Западным ограничением является Южно-Анюйская шовная зона, а восточным продолжением Бруксовская складчатая система на Аляске.

Образование комплексов, слагающих Чукотскую складчатую область происходило в условиях пассивной окраины Арктического континента. Докембрийское кристаллическое основание выходит на поверхность на крайнем востоке Чукотки, в пределах Восточно-Чукотского поднятия. В отличии от Сибирского докембрийское основание Восточно-Чукотского массива характеризуется преобладающим развитием первично осадочных пород, зональным строением и относительно низкотемпературным метаморфизмом, соответствующим амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фациям. Рифей-вендские слои развиты очень ограниченно и представлены на о-ве Врангеля когломератовой толщей.

Палеозойские породы слагают ряд поднятий. В разных районах Чукотской складчатой системы палеозой представлен различными шельфовыми формациями. В целом характерно карбонатно-терригенное накопление, с преобладанием карбонатов в низах разреза, и терригенных пород в верхах. Объем мезозойского комплекса Чукотской складчатой системы по сравнению с верхоянским сокращенный (триас-нижняя юра). В основании триаса повсеместно отмечается перерыв и мезозой залегает либо с несогласием, либо контакт тектонический. Для толщ нижнего триаса характерны габброиды, диабазы и их туфы, местами спилиты и серпентинизированные ультрабазиты, свидетельствующие об утонении континентальной коры. Верхний триас и нижняя юра сложены обломочной флишевой формацией, интенсивно деформированной в поздней юре. На палеозойское и мезозойское складчатое основание несогласно и со стратиграфическим перерывом ложится молассовый комплекс, выполняющий ряд впадин (Раучуанскую и некоторые другие, более мелкие). Он представлен внизу грубообломочными морскими отложениями, эффузивами и туфами среднего и кислого состава, а вверху континентальными, иногда угленосными, осадками поздней юры - раннего мела.

Суммирую эти данные, можно утверждать, что пассивная окраина Восточной Арктики представляла собой часть обширного морского бассейна, в основании которого в раннем мезозое находилась преобразованная континентальная кора, большей частью утоненная, местами раскрытая до океанической, соответственно Сибирский и Арктический континенты в это время разделены океаническими бассейнами, находились на удалении друг от друга. В результате крупномасштабных горизонтальных перемещений они были сближены столкнувшись в конечном счете образовали единый Верхояно-Чукотский мегаблок.

Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс резко несогласно перекрывает структуры Северо-Востока Азии на протяжении 3000 км от Берингова пролива до Удской губы, маркируя активную континентальную окраину андийского типа, существовавшую здесь в меловое время. Излияния происходили исключительно в наземной обстановке. В целом преобладают андезиты и риолиты, местами встречаются андезибазальтовые толщи. Отмечается четкая поперечная петрохимическая зональность: во фронтальной (восточной) части пояса развиты породы нормальной щелочности, а в тылу (вглубь континента) высоко-калиевые разности. Широко обнажены субвулканическуие интрузии того же состава и более крупные батолитовые тела гранитоидов известково-щелочного ряда. Формирование пояса происходило сравнительно быстро - в течении альба - сеномана (около 20 млн.лет). Его заложению предшествовало образование Кони-Мургальский вулканического пояса. Этот пояс причленился к окраине континента в раннем мелу и представляет собой агломерат разновозрастных островодужных комплексов от поздней перьми до раннего мела. Вулканические комплексы его выполняющие обнажаются из-под более молодых Охотско-Чукотских вулканитов на юго-восточном фланге пояса.

Корякско-Камчатская область и Камчатско-Курильская дуга

Складчатые образования Корякско-Камчатского пояса, входящего в состав восточной части Евроазиатской континентальной окраины, формировались в течении мезозой-кайнозойского времени на конвергентной границе между Тихоокеанской и Азиатской плитами. Большая часть его площади покрыта кайнозойскими преимущественно вулканогенными островодужными формациями.

Корякско-Камчатский пояс является примером аккреционных структур. В нем проступает полосовое расположение разновозрастных вулканических поясов, отвечающих прежним вулканическим дугам, каждая из которых контролировалась зоной субдукции и в каждую из которых поступали чужеродные блоки (террейны), сгрудившиеся у окраины континента и создавшие современную брекчиеподобную мозаичную картину Корякии и Камчатки.

Три главных категории структурно-вещественных комплексов устанавливаются в пределах Корякско-Камчатского пояса: 1) вулканические комплексы, маркирующие прежние окраинно-континентальные вулканические пояса; 2) флишевые и связанные с ними туфогенные комплексы, отмечающие положение прежних преддуговых террас, и 3) чужеродные блоки, окруженные флишевой матрицей и зачастую серпентинитовым меланжем или олистостромами, отвечающие аккреционным клиньям приостровных склонов глубоководных желобов. Омоложение этих генетически связанных комплексов наблюдается с запада на восток. Это хорошо видно в смене разновозрастных вулканических поясов:

Самые древние вулканические комплексы связаны с функционированием Кони-Мургальской системы островных дуг и мелового Охотско-Чукотского окраинноконтинентального пояса. Поля распространения вулканитов этих поясов ограничивают с запада аккреционные структуры Корякско-Камчатской области. Фронтальная (обращенная на восток) часть этих вулканических поясов представлена Пенжинско-Анадырской зоной распространения терригенных флишевых толщ мелового, а местами юрского возраста. Они отвечают преддуговой террасе Кони-Мургальских дуг и Охотско-Чукотского вулканического пояса.

Далее к юго-востоку прослеживается полоса палеогеновых вулканитов Анадырьско-Бристольского (палеоцен-эоцен) и Корякско-Западно-Камчатского (эоцен-олигоцен) поясов, Наложенные на меловые флишевые образования Алгано-Великореченской и Алькатваамской передовых бассейнов Охотско-Чукотского вулканического пояса. Флишево-олистстромовые толщи преддуговой террасы палеогенового возраста распространены вдоль Вывенского шва и выполнят Укэлаятский и Западно-Камчатский прогибы.

Далее в пределах Олюторо-Камчатской части следует полоса вулканитов неоген-плейстоценового возраста и область современного вулканизма Курило-Камчатский островной дуги

Вулканические пояса располагаются резко несогласно на боллее древних деформированных чужеродных блоках и на разделяющих их флишоидых комплексах. Перед фронтом каждого из; них располагаются чужеродные блоки и более молодые флишевыс комплексы по сравнению с теми, на которых залегает пояс. Это означает, что окончание активности каждого из поясов было связано с «заклиниванием» зоны субдукции прибывающими чужеродными блоками, а появление молодого пояса было обусловлено перескоком зоны субдукции в новое положение по направлению к Тихому океану. Так заклинивание J-К зоны субдукции связано с причленением Пенжинского, Ваежского, Усть-Бельского, Пекульнейского, Канчаланчкого террейнов.

Их внутренне строение представлено тектоническими пластинами хаотически нагроможденных комплексов. В составе покровов преобладают островодужные вулканогенно-кремнистые отложения поздней юры - раннего мела и офиолиты палеозойско-мезозойского возраста. Кроме того известны проявления глаукофановых сланцев среднепалеозойского возраста, разновозрастные глыбы известняков, и блоки метаморфитов докембрийского возраста.

В аккреционной призме средне-позднемеловго возраста во флишевую матрицу запечатаны Майницкий и Эконайский террейны аккреционного происхождения. В состав террейнов входят офиолитовый, вулканогенно-осадочный островодужный, хаотический субдукционный комплексы позднеюрско-раннемелового возраста.

С окраинно-континентальной зоной субдукции мел-палеогенового и олигоцен-миоценового возраста связано формирование складчатого основания Олюторско-Камчатской области

В пределах Олюторского полуострова и Западной Камчатки выделяются несколько структурных единиц (Ватынская, Ачайваямская и Говенская), разделенные полосами олигоцен-нижнемиоценового флиша и надвинутые Укэлаятский и Западно-Камчатский флиш. Для этих областей характерны мел-палеогеновые покровы представленные вулканическими сериями образовавшимися в условиях океанических островов и вулканических дуг. Они тесно связаны с гипербазитами, габбро и другими членами офиолитовой ассоциации.

Наиболее древние комплексы Олюторско-Камчатской области слагают два массива: Срединного хребта и Ганальский. В пределах Срединного хребта известны выходы кристаллических сланцев и гнейсов с абсолютным возрастом 1.3 млрд.лет. Кроме глубоко метаморфизованных пород имеются слабометаморфизованные разности, в которых обнаружены предполагаемые остатки палеозойской фауны. Ганальский выступ сложен гранулитами, прорванными силлами плагиогранитов, для с возрастом 487 млн лет. Очевидно, что оба эти массива представляют собой самостоятельные террейны.

На массиве Срединного хребта аллохтонно залегают кремнистые и вулканические комплексы (Ирунейский, Валагинский и Кумроч), перемежающиеся с подушечными базальтами, иногда встречаются пластины офиолитов. Область распространения этих пород представляют собой хаотический аккреционной комплекс позднего мела, который наращивается вулканогенными породами островодужного генезиса -- туфами, базальтами, андезитами, а также щелочными базальтами конца мела - начала палеогена.

Блоки Кроноцкого полуострова и п-ова Камчатский мыс сложены вулканическими толщами мел-палеогенового возраста, разбитыми на серию пластин, и разделенных полосами серпентинитового меланжа. Их причленение и деформация происходили в среднем миоцене.

Котловина северо-восточной части Охотского моря наложена на весь Корякско-Камчатский складчатый нояс. Ее восточное крыло выведено па поверхность в западной части Камчатки, где кайнозойская моласса, главным образом олигоцен-миоценовые толщи участвуют в строении Западно-Камчатского прогиба. Мощность осадков на шельфе, в соответствии с данными бурения, составляет 3--5 км, а во впадине Тинро достигает 10 км.

Курило-Камчатская дуга представляет собой типичный вулканический пояс, возникший вследствие субдукции Тихоокеанской плиты, которая в настоящее время поглощается со скоростью 9 см. год. Согласно данным ГСЗ Курильская дуга подстилается на обоих флангах корой континентального типа мощностью 25 км, а в центре либо океанической, либо сильно утоненной континентальной корой мощностью 15 км. Вся Камчатская ветвь подстилается континентальной корой, и для нее в какой-то мере справедлива аналогия с активными континентальными окраинами андийского типа. Мощность коры здесь составляет 30--35 км.

Курило-Камчатская островная дуга сопряжена с глубоководным желобом, удаленным от нее на 150--175 км. Общая се протяженность составляет 1800 км. С системой Курило-Камчатской дуги совпадает хорошо выраженный пояс сейсмичности. По распределению гипоцентров землетрясений четко вырисовывается глубинная сейсмофокальная зона--зона Беньофа. Она прослеживается на глубину до 650 км и имеет наклон в среднем 40°. В интервале глубин между 150 и 200 км намечается разрыв сейсмичности, и именно над этим отрезком зоны располагается пояс современной вулканической деятельности.

Курило-Камчатская островодужная система имеет типичное для островных дуг строение: вулканическая дуга, невулканическая дуга, преддуговой (внутренний) склон глубоководного желоба, глубоководный желоб, внешний склон желоба. В тылу дуги располагается Южно-Охотоморская глубоководная впадина.

Вулканическая дуга образует структуры Большой Курильской гряды. Начало активизации вулканической деятельности относится к раннему миоцену. В истории развития дуги можно наметить три этапа: 1) ранний миоцен представлен базальтами, андезитами, риолитами и их туфами; 2) средний миоцен, представлен терригенными флишоидными осадками с конгломератами и олистостромовыми горизонтами грабеновой фации. Предполагается, что снос обломочного материала происходил со стороны Охотоморского блока, от которого Курильская дуга откололась при раскрытии Южно-Охотоморского бассейна. 3) верхний миолцен-настоящее время Этому этапу отвечает вулканическая толща от базальтов до риолитов известково-щелочную серии, при преобладании андезитовых разностей. Вулканические комплексы формируют две структурные зоны: осевой хребет и подводные горы задугового бассейна. В осевой части это, в основном, вулканиты известково щелочной, местами толеитовой серии, для задуговой части характерны субщелочные разности. На Камчатке известны штоки субщелочных пород, свидетельствующие о начинающимся расщеплении островной дуги и заложении междугового бассейна (Центрально-Камчатский рифт, заполненный кайнозойской молассой)

В качестве внешней невулканической дуги Курило-Камчатской системы могут рассматриваться Малокурильская гряда, рассмотренные выше полуострова Восточной Камчатки, в настоящее время уже причлененные к вулканической дуге.

На Малых Курилах обнажаются позднемеловые вулканические породы, представляющие остатки более древней островной дуги. Есть также предположение, что Малокурильская гряда представлет собой чужеродный блок причленившийся к Курило-Камчатской островодужной системе.

юго-восточная окраина азии (Сихотэ-Алинь-Сахалинская область и прилегающие территории)

В южной части российского Дальнего Востока расположен разнообразный латеральный ряд тектонических структур. Это юго-восточный край Сибирской платформы, Хингано-Буреинский и Ханкайский массивы, состоящие из докембрийских блоков и разделяющих их герцинских структур, западная ветвь Монголо-Охотского раннемезозойского подвижного пояса мезозойско-кайнозойская аккреционно-коллизионная система Сихотэ-Алиня и Сахалина, а также современная активная континентальная окраина, связанная с развитием Курильской островной дуги.

Герцинские аккреционно-складчатые комплексы, связанные с эволюцией Палеоазиатского океана, расположены на территориях Буреинского и Ханкайского массивов. Большую часть массивов занимают палеозойские гранитные батолиты сформированные на завершающих этапах образования гетерогенной структуры блоков.

В состав Хингано-Буреинского массива входят Гонжинский, Мамынский, Буреинский (Туранский) и Малохинганский блоки кристаллических пород докембрия. Выходы основания блоков на поверхность сохранилось на сравнительно небольших участках. Наиболее крупные из них известны в Малом Хингане, где на поверхности обнажаются нижнепротерозойские метаморфические комплексы, представленные гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами (амурская серия), которые с несогласием перекрыты рифей-венд-кембрийскими карбонатно-терригенными слабометаморфизованными породами (хинганская серия и ее аналоги). Состав метаморфических толщ существенной варьирует от блока к блоку, что предполагает независимое их развитие. Палеозойские аккреционные комплексы главным образом турбидитового состава развиты в центральной части Хингано-Буреинского массива, где они перекрыты неоген четвертичными образованиями Зейской впадины и в Баджальской зоне, примыкающей к массиву с востока. Ханкайский массив во многом похож на Хингано-Буреинский, также имеет гетерогенную структуру и может быть разделен на несколько блоков (Матвеевский, Нахимовский, Гродековский). Раннепротерозойские метаморфические комплексы слагают отдельные блоки, либо выходят в ядрах гранитогнейсовых куполов. Оболочка куполов и межкупольные синформы сложены верхнедокембрийскими и нижне-среднекембрийскими отложениями, которые представлены, с одной стороны, карбонатными и терригенно-кремнистыми отложениями, а с другой -- вулканическими породами. Характерной особенностью Ханкайского массива является наличие вдоль его восточного края пермского вулканоплутонического пояса (Арсеньевский пояс). Среди вулканитов повсеместно преобладают андезиты, отмечаются также дацит-риолитовые комплексы. Они тесно ассоциируют с туфами и вулканогенно-обломочными породами. Среди осадков распространены мелководные обломочные и континентальные угленосные образования. Пермский вулканический пояс вероятно маркирует активную окраину Ханкайского массива.

Примыкающая к окраине Сибирского кратона с юга Монголо-Охотская аккреционная система состоит из осадочных комплексов преддуговых бассейнов и аккреционного клина раннемезозойской активной континентальной окраины Сибирской платформы. Структура системы может быть разделена на три основные сегмента Тукурингра-Джагдинский, Галамский и Ульбанский.

Тукурингра-Джагдинский сегмент отличается северо-западным простиранием структур. Основное место здесь занимают переработанные коллизионными деформациями нижнепалеозойские терригенные, терригенно-карбонатные и глинисто-кремнистые отложения, которые включают пластины метавулканитов базальтового и андезит-дацитового составов. Широко представлены тела габбро-тонналитов. В целом этот сегмент складчатой системы можно охарактеризовать как субдукционно-коллизионный меланжевый тектонический комплекс, включающий офиолитовые и островодужные ассоциации.

Структурный стиль Галамского сегмента представлен пакетом тектонических пластин и чешуй северо-восточного простирания. Во внутреннем строение этих тел преобладают слабоизмененные комплексы преимущественно среднего верхнего палеозоя (от силура до карбона), представленные терригенно-кремнистыми отложениями флишоидного типа, подушечными базальтами, андезибазальтами и андезидациты, а также хаотически построенными олистостромовыми горизонтами. Стратиграфически выше залегают мощный триас-юрский флиш, с горизонтами олистостром и вулканитами как островодужного генезиса так и базальтами типа СОХ. В небольших прогибах перекрывающих складчатые образования палеозоя, раннего мезозоя со стратиграфическим несогласием залегают верхнемеловые наземные вулканиты бимодальной серии. В северо-западной части сегмента в пределах Ланского офиолитового шва широко распространены чешуи гипербазитов, габброидов и амфиболитов. Таким образом Галамский сегмент в основном образован субдукционными комплексами палеозоя - раннего мезозоя со значительным участием океанических образований.

Ульбанский сегмент складчатой системы имеет наименее напряженный стиль деформаций и представлен довольно крупной синформой, которую в основном выполняют юрские толщи флишевого и турбидитового строения, глинисто-кремнистые осадки и вулканогенные толщи базальтового состава. Местами юра согласно перекрыта толщей нижнемелового флиша. Этот комплекс пород интерпретируется как комплекс пассивной континентальной окраины, вовлеченный в покровно-складчатую структуру Монголо-Охотского пояса. Мезозойский флиш распространяется и за ее пределы на юго-восток в структуры Сихотэ-Алиня.

Хингано-Охотская активная континентальная окраина, существовавшая в раннем мелу-начале позднего мела, включает в себя магматическую дугу и аккреционный клин. Юго-восточной границей этой активной окраины служит Амурская сутура. В преддуговой области (Хабаровская, Амурская, Киселево-Маноминская зоны) основная роль принадлежит нижнемеловым терригенным турбидитовым и флишевым комплексам. Помимо нижнемеловых терригенных пород здесь присутствует хаотический комплекс вулканитов, кремнистых и карбонатных пород позднего палеозое - раннего мезозоя, что характерно для фронтальной части аккреционного клина активной континентальной окраины. В настоящее время эти образования в большей части перекрыты кайнозоем Хабаровской наложенной впадины.

Юго-восточнее Амурской сутуры находятся аккреционные структуры Центрального Сихотэ-Алиня. Эта зона представляет собой линейный выступ со сложной аккреционной структурой, в которой сочетаются разновозрастные офиолитовые, островодужные и хаотические субдукционные комплексы палеозоя - раннего мезозоя (самаркинский комплекс). В тектонический меланж Центрально-Сихотэ-Алиньской зоны заключены континентальные блоки домезойского возраста, которые сложены кристаллическими сланцами, гнейсами и мигматитами и перекрытые полого-залегающими тектоническими покровами основных вулканитов, ультрамафитов и кремней триасово-юрского возраста. Структуры Центрально-Сихотэ-Алиньского поднятия приурочены к крупному одноименному сдвигу. С ним же сопряжена кулисная система оперяющих разломов северо-восточного простирания и конформная им система складок. Восточнее самаркинского аккреционного пояса протягивается широкая полоса нижнемелового флиша.

Сделанный обзор показывает, что в позднем палеозое - мезозое в результате субдукции под юго-восточную окраину Евразийского континента литосферных плит Монголо-Охотского и Тихого океанов к концу раннего мела завершилось формирование складчатых структур Сихотэ-Алиня. В строении этой складчатой системы можно выделить два основных типа комплексов: "дофлишевый" - субдукционный хаотического строения, формировавшийся до раннего мела, и "флишевый" - коллизионный образованный в раннем мелу. Современная структура региона и распространение геологических комплексов свидетельствует о немаловажной роли сдвигов. Формирование мезозойских турбидитовых комплексов, преобладающих на этой территории многие исследователи связывают с обстановкой континентальных окраин калифорнийского типа.

Второй этап в развитии Сихотэ-Алиня, начавшийся в конце позднего мела -палеогене ознаменован заложением на сформировавшемся аккреционном основании Сихотэ-Алиньского окраинно-континентального вулканоплутонического пояса и сопряженных с ним структур. Вулканиты пояса принадлежат типичной известково-щелочной серии и прорваны гранитными батолитами. Характерна поперечная петрохимическая зональность со сменой с востока на запад (т.е. в глубь континента) менее щелочных пород более щелочными, появлением в том же направлении вулканических пород латитовой серии и щелочных интрузий. Контролирующая вулканоплутонический пояс, зона субдукции находилась на расстоянии около 400 км. и прослеживается на о-ве Сахалин. О-в Сахалин отделен от Сихотэ-Алиня прогибом Татарского пролива который открывается на юг в сторону глубоководной котловины Японского моря. Поскольку котловина возникла только в неогене, то Сахалинская и Сихотэ-Алиньская ветви аккреционно-коллизионной системы обособились, по существу, лишь в кайнозойской структуре, а до этого они составляли единый пояс. Западная часть Сахалина интерпретируется как преддуговый бассейн Сихотэ-Алиньского вулкано-плутонического пояса и сложена обломочными сериями позднего мела -плиоцена. Она содержит продукты разрушения вулканических пород, в отдельных интервалах разреза напоминает флиш, но в целом формировалась на сравнительно малых глубинах. Присутствуют также пачки туфов и вулканитов островодужного типа. Источником сноса служил собственно сам вулканический пояс.

Складчатые комплексы Восточно-Сахалинкой зоны можно интерпретировать как субдукционный меланж - аккреционная призма Сихотэ-Алиньской магматической дуги. Они характеризйются хаотическим строением, присутствие типично субдукционных комплексов, в составе которых можно выделить метаморфические породы высоких давлений, хаотическими комплексы с многочисленными глыбами палеозойских и раннемезозойских пород, перемежающиеся с офиолитовым меланжем. Аккреционные комплексы Сахалина перекрыты чехлом неогеновых-четвертичных осадков, которые прослеживаются и к востоку от о-ва Сахалин в сторону Охотоморской сутуры, выраженной в рельефе уступом. К востоку от него располагаются уже совсем иные региональные тектонические элементы. Шельф Охотского моря, Южно-Охотская впадина с корой океанического типа в тылу современной Курильской островной дуги, с функционированием которой связан современный этап истории юго-восточной окраины Азии.

Глава V. Молодые эпипалеозойские плиты

западно-Сибирская плита

Западно-Сибирская плита представляет собой крупнейшую молодую эпипалезойскую плиту которая занимает обширную территорию (около 3,5 млн. км2) Западно-Сибирской низменности, выполненную мощными толщами осадочных пород. C юга плита ограничена герцинскими и каледонскими складчатыми сооружениями Алате-Саянской аккреционно-коллизионной области, с запада и северо-запада плиту обрамляют позднепалеозойский складчатый пояс Урала, с востока - Сибирская платформа и байкальские образования Енисейского кряжа, а с северо-востока складчатые сооружения Таймыро-Североземельской области. На севере Западно-Сибирская плита открывается в сторону океана и переходит в пассивную окраину, которая большей частью является затопленной окраиной материковых структур. На юго-западе, в районе Тургайской седловины, структуры Западно-Сибирская плиты сочленяется с Туранским эпипалеозойским осадочным бассейном.

Плита имеет двухъярусное строение - разновозрастный (от докебрия до позднего палеозоя) гетерогенный фундамент, обнажающийся в возвышенностях по обрамлению низменности и несогласно перекрывающий его чехол, сложенный мезозойскими и кайнозойскими осадками.

О взаимоотношениях и точной конфигурации различных структурных элементов фундамента плиты нет единого мнения. Однако, совершенно ясно, что в основании Западно-Сибирской плиты находят продолжение структуры ее обрамления. Предполагается, что большая часть Западно-Сибирской низменности подстилается верхнепалеозойскими комплексами, являющимися продолжениями Иртыш-3айсанской и Томь-Колыванской складчатых зон. Их существование на глубине подтверждается бурением в южной части Западно-Сибирской низменности, где под чехлом вскрыты офиолиты, девонские и нижнекаменноугольные граувакковые отложения и лавы. Достаточно надежно несколько полос офиолитовой ассоциации устанавливается также в Зауралье. Здесь многими скважинами вскрыты гарцбургиты, верлиты, троктолиты, дуниты и габбро-нориты, т.е. ультрабазитовые разности офиолитовой ассоциации. Кроме того, офиолиты обнаружены в скважинах в районе Сургута и Нижневартовска. Вышесказанное позволило выделить в строении фундамента Западно-Сибирской плиты три офиолитовых пояса: Нижневартовско-Александровский, Зауральский и Западно-Сургутский. Гипербазитам в пределах этих поясов сопутствуют кремнистые сланцы, яшмы и граувакково-черносланцевые толщи в основном девонского возраста. Ограничить офиолитовые пояса позволяют также тяготеющие к ним интенсивные положительные магнитные аномалии. Позднепалеозойские коллизионные структуры Иртыш-Зайсанской и Томь-Колыванской зон на севере, в районе Обской губы, как предполагается, соединяются с близкими по возрасту складчатыми образованиями внутренних зон Урала, обрамляя, таким образом Ханты-Мансийский древний массив. Этот массив продолжает на север каледонские и более древние образования Центрального Казахстана. Вскрытые там породы представлены кристаллическими сланцами и гнейсами предположительно рифейского возраста, порядка 1000 - 1200 млн. лет. На востоке от Томь-Колыванской зоны под чехлом Западно-Сибирской плиты находят свое продолжение раннепалеозойские аккреционно-коллизионные и островодужные комплексы Кузнецкого Алатау испытавшие сильнейшие деформации в ордовике-силуре и погребенные структуры Минусинских наложенных впадин Алтае-Саянской области. Основание самой восточной части плиты слагает вытянутая вдоль левобережья Енисея Приенисейская зона, являющаяся продолжение байкальских складчатых структур Енисейского кряжа, а далее на север погруженный борт Сибирской платформы, который сложен в этой части, судя по разрезам районов Туруханска и Игарки, довольно мощным существенно карбонатным разрезом верхнего докембрия, нижнего и среднего палеозоя. Наибольшие разногласия существуют по поводу строения фундамента северной части Западно-Сибирской низменности, скрытой под мощным чехлом осадков. Неясны взаимоотношения между погруженным краем Сибирской платформы и герцинидами Урала. Согласно одним взглядам край Сибирской платформы вряд ли проходит далеко на запад и кора в этой части имеет субокеанический тип, согласно другим взглядам принято считать, что древний докембрийский фундамент с палеозойским чехлом распространен под всей северной частью Западно-Сибирской низменности вплоть до п-ова Ямал.

По данным ГСЗ, Западно-Сибирская низменность на большей своей части подстилается континентальной корой. Ее мощность в целом составляет 43-46 км. в западной части (продолжение Уральских структур), 39-43 км. под окраиной Сибирской платформы, 36-37 км в центральной части. Таким образом наблюдается некоторое сокращение мощности от периферии к центральной части низменности, где по современным данным фиксируется достаточно типичная рифтогенная картина глубинного строения с утонением континентальной коры. Как правило палеорифты выражены впадинами глубиной до 2 км., которые ограничены сбросами. Они достаточно надежно устанавливаются по геофизическим данным. Им свойственны положительные гравитационные аномалии, соответствующие распространению в их пределах тяжелых базальтовых пород. С грабенами ассоциирует и повышение теплового потока по сравнению с его значениями за их пределами. Кроме того также характерны четкие магнитные аномалии, вытянутые вдоль грабеновых структур. В настоящее время в фундаменте Западно-Сибирской низменности прослеживается несколько палеорифтовых систем. Это протяженные, вытянутые в субмеридиональном направлении структуры, наиболее выраженным из которых является Колтогорско-Уренгойский грабен, вытянутый практически через всю плиту, уходя в основание Южно-Карской впадины Карского моря. От него косо к северо-западу отходит Ямальский грабен. Оба грабена обычно объединяет в единую систему (Ямало-Пуровский авлакоген). Вдоль восточного края Западно-Сибирской низменности протягивается второй хорошо выраженный палеорифт - Худосеевский грабен. На крайнем юго-западе низменности вблизи стыка с Уралом прослеживается выходы на поверхность структур Челябинского грабена.

Грабены выполнены толщами (туринская и челябинская серии), среди которых, с одной стороны, присутствуют контрастные вулканические серии (базальты близкие по составу океаническим толеитам и субщелочные риолиты), а с другой--конгломераты, образующие типичную грабеновую фацию. Временем формирования этих структур, согласно современным данным считается поздняя пермь - триас. Геохимические исследования вулканических серий выполняющих грабеновые структуры свидетельствуют о том, что толеитовые и субщелочные базальты раннего триаса являются полными геохимическими аналогами пород трапповой формации Сибирской платформы. На синхронность начального этапа излияния траппов Уренгойского и Норильского районов указывают выполненные в последнее время палеомагнитные данные. Однако продолжительность траппового эпизода в истории этих двух провинций, вероятно, различны. Предполагается, что вулканическая деятельность в пределах Уренгойско-Колтогорского грабена Западно-Сибирской плиты имела место в течении более длительного периода времени, что, вероятно, связано с продолжительной генерацией здесь океанической коры. Идея о вероятном раскрытии океанического ложа (Обского палеоокеана) впервые возникла при изучении данных геофизических исследований: установлены характерные магнитные аномалии вдоль простирания Колтогоро-Уренгойской системы грабенов. Гипотезу Обского палеоокеана подтверждают имеющиеся палеомагнитные данные которые фиксируют расхождение положения триасовых палеомагнитных полюсов Восточной Европы и Сибири. Совпадение палеополюсов достигается эйлеровым поворотом Сибирского полюса приблизительно на 15 градусов против часовой стрелке. Следовательно расхождение полюсов может быть объяснено поворотом Сибири по отношению к Восточной Европе по часовой стрелке при раскрытии океанического пространства. Время раскрытия океана оценивается как 235-218 млн. лет., а величина раскрытия могла составить 270 км., при скорости спрединга порядка 1,6 см/год. К югу скорость спрединга, вероятно, постепенно уменьшалась, в результате чего образовался океанический бассейн клиновидной формы. С историей этого океана, вероятно, и связан начальный этап формирование собственно комплексов чехла Западно-Сибирской плиты.

Самыми древними породами осадочного чехла являются нижнеюрские отложения (тюменская свита и ее аналоги), выходящие на поверхность в краевых частях плиты. Они резко несогласно перекрывают разновозрастные, гетерогенные комплексы основания. В общем структурном плане плита представляет собой огромную плоскую впадину или синформу с пологомоноклинальными западным, южным и восточным крыльями, более погруженной внутренней - центральной частью и наиболее опущенной северной частью. На фоне крупных тектонических элементов в структуре собственно плитного комплекса вырисовывается множество более мелких структурных форм - брахиформных, нередко коробчатых поднятий и прогибов, флексур, отражающих длительно происходившие смещения блоков фундамента относительно друг друга. Вверх по разрезу отчетливость этих форм и их относительные амплитуды постепенно снижаются. Мощность осадочного чехла в южной (приподнятой) части плиты не превышает 3 км., на севере низменности суммарная мощность отложений чехла достигает 10 -- 12 км. Полоса максимальных мощностей приурочена к впадине над Колтогорско-Уренгойским грабеном. Отложения юры здесь согласно залегают на мощной толще черных и серых аргиллитов, алевролитов и песчаников среднего-позднего триаса. По своему строению разрез юрско-меловых и кайнозойских отложений чехла Западно-сибирской плиты имеет исключительно обломочный тип и характеризуется перемежаемостью мелководно-морских и континентальных фаций, часты дельтовые осадки, отмечаются следы многочисленных трансгрессий и регрессий, связанные с эвстатическими колебаниями уровня океана. Подъем уровня моря отмечаются в поздней юре, раннем мелу, позднем мелу и эоцене-среднем олигоцене. В это время возникали условия некомпенсированных бассейнов, когда глубина моря могла достигать 700 м. и более. Так, например, это было в поздней юре, когда отлагались богатые органическим веществом битуминозные глины знаменитой баженовской свиты.

Таким образом, как было показано выше, формирование осадочного бассейна Западной Сибири является следствием пермо-триасового рифтогенеза и кратковременного спрединга с образованием ложа Обского палеоокеана. После прекращения растяжения и отодвигания Сибири от Европы пространство между ними стало опускаться вследствие охлаждении литосферы. В ходе развития, погружение компенсировалось поступлением обломочного материала, так что ложе бассейна постоянно находилось вблизи уровня моря. В общем случае Западно-Сибирский бассейн является примером осадочного бассейна, возникшего на месте области с прекратившимся рифтогенезом.

Туранская и Скифская плиты

Туранская плита занимает территорию Тургайское плато и расположенную южнее него денудационно-аккумулятивная равнина покрывая площадь около 2 млн. км2. На северо-западе Туранская плита ограничена Восточно-Европейской платформой, на севере горными сооружениями Южного Урала, на востоке палеозойскими складчатыми сооружениями Казахстана и Тянь-Шаня. С юга Туранская плита обрамляется структурами Средиземноморского альпийскими складчатого пояса, на западе скрывается под водами Каспийского моря и далее смыкается со Скифской плитой. Скифская плита включает области Степного Крыма и Предкавказья. Она вытянута в виде узкой полосы от акватории Каспийского моря на востоке до Карпат на западе, непосредственно южнее Восточно-Европейской платформы и ограничена с севера Украинским щитом. На юге границей Скифской плиты являются альпийские складчатые сооружения Кавказа и Горного Крыма. Площадь занятая мезо-кайнозойскими отложениями плиты составляет около 1 млн. км2.

Осадочные бассейны Туранской и Скифской плит тектонически представляют единое целое. Заложение этих бассейнов произошло в юрское время, на протяжении юры, мела и палеогена на их месте находился шельф северной окраины океана Тетис. Этот шельф располагался на приконтинентальном склоне крупных окраинных морей в тылу системы протяжённых вулканических островных дуг. Современным аналогом подобной обстановки являются Восточно-Китайское и Охотское моря.

Как и Западная Сибирь, Туранская и Скифская плиты имеют гетерогенным фундаментом. В фундаменте плит находят свое продолжение складчатые структуры, обрамляющие их. Выходы на поверхность фундамента Туранской плиты известны в обрамлении - в Мангышлаке (пермь-триас), в хребте Туаркыр (средний палеозой). Мощность континентальной коры составляет 30-45 км. В строении фундамента выделяются добайкальские и байкальские массивы и разделяющие их складчатые зоны, соединяющиеся со складчатыми структурами Урала и Тянь-Шаня. К числу древних массивов относятся: Северо-Устюртский, Бельтаусский, Сырдарьинский, Каракумский, Южно-Мангышлакский, Карабогазский. Они сложены кристаллическими сланцами, гнейсами и прорваны палеозойскими гранитами. Мангышлакско-Гиссарская система разломов делит Туранскую плиту на две части: приподнятую северо-восточную и опущенную юго-западную. Первая сложенна деформированными вулканогенно-осадочными толщами раннего палеозоя, на которых с резким несогласием залегают молассовые отложения среднего-верхнего палеозоя. Для девона характерно присутствие вулканитов среднего и кислого состава, переслаивающихся с красноцветными осадками. Поздний девон и ранний карбон представлены карбонатно-терригенными, иногда угленосными отложениями. В пределах юго-западной части плиты, фундамент представлен комплексами пород от докембрия до карбона. Нижнепалеозойские толщи сложены кристаллическими сланцами, кварцитами, мраморами, среднепалеозойские - известняками, вулканогенно-осадочными отложениями, флишеподобными осадками. В Кызылкумах в палеозойских отложениях фундамента обнаружены фрагменты офиолитового комплекса, прослеживающиеся на 1500 км в пределы Алайского хребта. Офиолиты представляют собой шов столкновения различных сиалических блоков. На палеозойских толщах с резким несогласием залегает комплекс пермско-триасовых красноцветных молассовых отложений с прослоями вулканитов. Мощность этой толщи от первых сотен метров до 6-8 км в районе Мангышлака. Развитие пермо-триасового комплекса, связанного с грабенообразными структурами, свидетельствует об условиях растяжения.

В фундаменте Скифской плиты также находятся породные ассоциации широкого возрастного диапазона. В Предкавказье фундамент плиты представлен породами от докебрия до верхнего палезоя, главным образом девона-нижнего карбона, представленные, зелёными сланцами, метаморфизованными в раннем палеозое и прорванными плагиогранитными интрузиями каменноугольно-пермского возраста. Угленосная толща Донбасса в восточном направлении вдоль кряжа Карпинского быстро сокращается в мощности и замещается карбонатно-терригенными отложениями. Наиболее молодыми в этой части фундамента плиты являются морские отложения ранней перми. В пределах Степного Крыма фундамент сложен позднепротерозойскими хлоритовыми и серицитовыми сланцами и терригенно-карбонатыми толщами палеозоя, среди которых отмечены спилиты, диабазы, андезиты и их туфы. Фундамент Скифской плиты выходит на поверхность в устье Дуная (Добруджиский массив). Здесь он представлен интенсивно дислоцированными сланцами, филлитами, граувакками и кварцитами дорифейского и рифейского возраста, силурийскими терригенно-карбонатными и девонскими терригенными отложенями.

Формирование чехла Туранской и Скифской плит началось в ранней юре. Чехол представляет собой единый комплекс, отложений от юры до миоцена и сложен континентальными песчано-глинистыми толщами, которые в южном направлении фациально замещаются морскими терригенно-карбонатными и песчано-глинистыми отложениями. Формирование мезо-кайнозойского плитного комплекса связано с развитием палеоокеана Тетис, на месте которого сейчас образованы складчатые сооружения Средиземноморского пояса. На протяжении юры, мела и палеогена Туранская и Скифская плита представляли собой шельфовую часть северной окраины этого океана. Мощность осадочной толщи достигает во впадинах 8-9, а иногда и более киллометров. Наиболее крупными впадинами на территории Туранской плиты являются: Северо-Устюртская, Южно-Сырдарьинская, Барсакельмесская, Мургабская и др. В пределах Скифской плиты хорошо выраженными отрицательными структурами являются прогибы: Азово-Кубанский, Северо-Черноморский, Терско-Манычский.