Лекция 2: Восточно-Европейская платформа
реклама
НОВОСИБИРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ Д.В. Метелкин, В.А. Верниковский, Н.Ю. Матушкин РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОЛОГИЯ РОССИИ (КРАТКИЙ КУРС ЛЕКЦИЙ) УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ ДЛЯ СТУДЕНТОВ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ СПЕЦИАЛЬНОСТЕЙ Новосибирск 2010 АННОТАЦИЯ Учебное пособие представляет краткое изложение курса лекций “Региональная геология России” для студентов геологогических специальностей Новосибирского госуниверситета, в котором дается описание геологической структуры конкретных регионов и территории России в целом, с позиции современных плейттектонических представлений о строении и развитии Земли. Цель пособия – познакомить читателя с геологическим строением, тектонической структурой, геодинамическими обстановками, этапами и закономерностями формирования континентальной коры Северной Евразии. Рекомендуется для закрепления материала, подготовки к экзамену и самообучения. СОДЕРЖАНИЕ ПРЕДИСЛОВИЕ Глава I. ВВЕДЕНИЕ В РЕГИОНАЛЬНУЮ ГЕОЛОГИЮ РОССИИ Задачи и предмет региональной геологии Некоторые теоретические основы Районирование территории России Глава II. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА И СТРУКТУРЫ ЕЕ ОБРАМЛЕНИЯ Восточно-Европейская платформа Тимано-Печорская плита Уральская складчатая область Пайхой-Новоземельская складчатая область. Глава III. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА И СТРУКТУРЫ ЕЕ ОБРАМЛЕНИЯ Сибирская платформа Байкальская складчато-покровная область Байкальский кайнозойский рифтовый пояс Енисейско-Саянская складчато-покровная область Алтае-Саянская складчатая область Таймыро-Североземельская складчато-покровная область Глава IV. СКЛАДЧАТЫЕ ОБЛАСТИ СЕВЕРО-ВОСТОКА И ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА АЗИИ Верхояно-Чукотский орогенический пояс Корякско-Камчатская аккреционная область и Курило-Камчатская островная дуга Юго-Восточная окраина Азии (Сихотэ-Алинь-Сахалинская область и прилегающие территории) Глава V. МОЛОДЫЕ ЭПИПАЛЕОЗОЙСКИЕ ПЛИТЫ Западно-Сибирская плита Туранская и Скифская плиты Глава VI. СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ОРОГЕНИЧЕСКИЙ ПОЯС Глава VII. ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РОСТА КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ И ФОРМИРОВАНИЯ СТРУКТУРЫ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ ЗАКЛЮЧЕНИЕ СПИСОК РЕКОМЕНДУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ ПРЕДИСЛОВИЕ Курс "Региональная геология России" преподается во всех вузах геологического профиля. Однако большинство доступных учебных пособий, изданных до 90 годов, опираются, в основном, на устаревшие геосинклинальные представления. Изложенный в них огромный фактический материал по конкретным регионам России требует переосмысления с позиции основных положений тектоники литосферных плит, что часто вызывает большие затруднения у студентов. Необходимость использования плейттектонического подхода при изучении региональной геологии очевидна. Достаточно открыть любой геологический журнал, чтобы убедиться в том, что теория литосферных плит сегодня является основной геологической парадигмой. Пожалуй, единственным обобщением взглядов на геологическое строение России и сопредельных государств с позиций плитной тектоники является двухтомная монография Л.П.Зоненшайна с соавторами "Тектоника литосферных плит территории СССР". Однако эта книга, изданная в 1990 году, вышла небольшим тиражом и уже стала библиографической редкостью. Кроме того, она, в основном, рассчитана на геологов производственных и научных организаций, а потому часто довольно сложна для восприятия студентами. Появившиеся в последние десять лет новые учебные пособия по исторической геологии (Кузьмин и др., 2000), тектоники континентов и океанов (Хаин, 2000), региональной геотектоники (Хаин, Лимонов, 2004) и многие другие, несомненно, отвечают необходимым требованиям, однако ориентированы на решение несколько иных задач. Вышеизложенная ситуация создает у студентов ложные представления о слабой связи истории и закономерностях развития конкретных геологических структур с тектоникой литосферных плит. В основу настоящего учебного пособия, которое представляет краткое изложение курса “Региональная геология России” для студентов геологических специальностей Новосибирского государственного университета, положено описание геологического строения ключевых структур и конкретных регионов России с позиции и с использованием современной терминологии тектоники литосферных плит. При составлении этого пособия использовано большое количество периодической литературы, а также упомянутые выше учебники. В тексте нет конкретных библиографических ссылок и списка использованной литературы. Это ни в коем случае не означает, что представленный здесь материал является исключительно авторским. Роль авторов данного пособия состояла лишь в обобщении имеющихся новых данных по геологии России и современных взглядов на историю формирования структуры Северной Евразии. При описании геологии регионов авторы стремились максимально доступно и просто изложить весь необходимый для понимания студентами материал. Работа с учебным пособием, в качестве обязательного условия, предполагает использование геологических, тектонических и геодинамических карт. В книге приведены только некоторые схемы и рисунки, которые помогут в работе с названными картами. Список рекомендуемой литературы также минимальный и включает только доступные учебники, работы обобщающего характера и различного рода пособия, облегчающие понимание изложенного материала. Глава I. ВВЕДЕНИЕ В РЕГИОНАЛЬНУЮ ГЕОЛОГИЮ РОССИИ ЗАДАЧИ И ПРЕДМЕТ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ Предметом курса “региональная геология России” является изучение всех аспектов геологического строения разнообразных тектонических элементов, составляющих современную структуру территории России. Что понимается под изучением “всех аспектов геологического строения” конкретного региона? Прежде всего, это изучение геологических комплексов: осадочных, метаморфических, магматических, слагающих данный регион, и отражающих определенные, сменяющие друг друга во времени основные этапы его развития. Во-вторых – расшифровка структуры региона, а именно: условий залегания комплексов, их взаимоотношений, последовательности формирования, как временной, так и пространственной, палеогеодинамической обстановки в которой они были сформированы. И наконец, рассмотрев эти вопросы, необходимо восстановить основные этапы геологической истории региона, дать ее периодизацию. При этом важно не только выявление индивидуальных черт строения того или иного региона, но и общих закономерностей, присущих одновозрастным структурным единицам, удаленным друг от друга на значительные расстояния. Последнее означает, что в нашем курсе мы не будем строго ограничиваться рамками одной территории, а будем стремиться найти геологоструктурное сходство со смежными регионами, что, в общем-то, и понимается под термином районирование. Какие задачи необходимо решить, чтобы описать все аспекты геологического строения региона? Для этого необходимо: установить и обосновать границы рассматриваемого объекта, его взаимоотношения с окружающими структурами; провести тектоническое районирование, т.е. выявить основные типоморфные тектонические элементы, составляющие структуру региона; описать строение, состав, характерные особенности геологических комплексов, слагающих каждый элемент структуры; обосновать геодинамическую обстановку, в которой формировались указанные геологические комплексы; уяснить временную последовательность смены одной геодинамической обстановки на другую; реконструировать историю геологического развития региона, этапы формирования его структуры. Несомненно, решение такого спектра задач невозможно без знания теоретических основ тектоники, стратиграфии, минералогии, петрографии и других наук геологического плана. По сути, региональная геология – дисциплина, которая является связующим звеном между основными направлениями геологической науки, поскольку только совокупность геолого-геофизических знаний, может дать достоверное представление о геологическом строении любого региона – от конкретного месторождения до земной коры, в целом. НЕКОТОРЫЕ ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ Перед тем как приступить к систематическому изучению территории России, необходимо рассмотреть наиболее важные для восприятия курса положения. Одной из наиболее важных задач при изучении того или иного региона является районирование. В настоящее время наиболее распространены два основных подхода к районированию: геодинамическое и тектоническое. Геодинамическое районирование. Теоретической основой этого направления является тектоника литосферных плит, а в основу положен принцип выделения комплексов-индикаторов геодинамических обстановок. Соответственно, геодинамическая карта любого масштаба несет информацию об условиях формирования конкретных структурных элементов, составляющих участок земной коры, отображенный на ней. Индикаторными формациями называют определенные совокупности осадочных, магматических и метаморфических пород, которые образуются в строго определенной геодинамической и геотектонической обстановке и являются, соответственно, индикаторами этих обстановок в прошлом. Таким образом, использование индикаторных формаций при районировании базируется на принципе актуализма, который предполагает сходство геологических процессов, протекающих в настоящее время с геологическими процессами прошлых эпох. Многообразие современных геодинамических обстановок может быть сведено к четырем основным группам: океанические, активные окраины континентов, пассивные окраины континентов, внутриконтинентальные, для каждой из них характерен свой набор пород (табл. 1). Таблица. 1 Основные комплексы индикаторы геодинамических обстановок ТИПЫ КОМПЛЕКСЫ ИНДИКАТОРЫ ОБСТАНОВОК Океанические срединно-океанические офиолитовая ассоциация: толеитовые базальты, комплекс параллельных даек, хребты (СОХ) расслоенные габбро и ультрабазиты (II и III слой океанской коры) абиссальное плато глубоководные глинисто-кремнистые осадки (I слой океанской коры) вулканические вулканиты толеитового и щелочно-базальтового составов в ассоциации с внутриплитные вулканомиктовыми породами (за счет разрушения) и туфами поднятия рифовые известняки (атоллы в тропических широтах) Активные окраины континентов в целом характерно присутствие субдукционного комплекса, состоящего из слоистых толщ, смятых в изоклинальные складки, рассланцованных и расчешуенных метаморфических тектонитов (глаукофановые сланцы) и большое количество мультимодальных вулканитов с преобладанием андезитов. глубоководные желоба хаотические обломочные комплексы (олистостромы, турбидиты) и аккреционный клин островные дуги разнотинпые серии вулканитов, в том числе: энсиматические бонинитовая, толеитовая островодужная (андезибазальты часто в ассоциации с офиолитами) энсиалические известково-щелочная андезибазальтовая, известково-щелочная базальтандезит-дацит-риолитовая серия, в ассоциации с большим количеством пирокластического материала (туфы), турбидитами окраинногранитоиды андезитового и известково-щелочного ряда, образующие континентальные пояса батолитовые пояса параллельные зонам субдукции, вулканиты дацит риолитовой серии, из осадков наиболее характерны красноцветные континентальные молассы окраинное море характерна большая мощность осадков, часто с пирокластикой спрединговое задуговые офиолиты неспрединговое флишеподобная, молассоидная и олистостромовая ассоциации Пассивные окраины континентов характерно отсутствие вулканических серий Шельф Грубообломочная молассоидная формация, органогенные известняки континентальный флишевая и олистостромовая (подводно-оползневая) формация склон континентальное конусы выноса, глинисто-кремнистые отложения, флиш подножие Внутриконтинентальные внутриконтинентальграбеновая фация – континентальная грубообломочная толща осадков ные рифты бимодальная серия вулканитов (преобладают базальты повышенной щелочности и субщелочные риолиты) внутриконтинентальплатобазальтовая формация (траппы – комплекс основных пород базальтового ные магматические состава, эффузивных и гипабиссальных пород – продуктов внутриплитного зоны магматизма) коллизионные зоны представлены продуктами всех типов геодинамических обстановок (в (внутриконтинентальбольшой степени активных континентальных окраин, реликтами пассивных ные складчатые пояса) окраин континентов, реже океанических обстановок) сшитыми гранитами Одной из разновидностей геодинамического районирования является террейновый анализ. В основу террейнового анализа положена концепция, представляющая любой регион в виде мозаики разнородных структурных элементов – обломков континентов, островных дуг, образования ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий и т.п. Ключевыми понятиями террейнового анализа являются кратон, тектоно-стратиграфический террейн (для краткости просто террейн) коллизия (аккреция), амальгамация, перекрывающие и “сшивающие” образования. Дадим краткое определение этим понятиям. Кратон – сформированный в докембрии крупный жесткий участок земной коры (докембрийский кристаллический фундамент древних платформ). Временем кратонизации (консолидации) участка земной коры называют момент времени, после которого этот участок не менял своего внутреннего строения. Террейн – ограниченный разломами блок регионального масштаба, характеризующийся однородностью и целостностью стратиграфии, тектонического стиля и геологической истории, отличный от смежных террейнов. В зависимости от геодинамической природы и тектонического наполнения террейны подразделяются на ряд типов. Краткая характеристика основных из них приводится ниже. Кратонный террейн – фрагмент (обломок) кратона, образованный раннедокембрийскими кристаллическими породами. Миогеоклинальный террейн (террейн континентальной окраины) – фрагмент пассивной континентальной окраины (континентального склона и его подножия), образованный мелководными шельфовыми осадочными комплексами, дистальными турбидитами склона или относительно глубоководными осадками подножия континента. Островодужный террейн – фрагмент островной вулканической дуги, образованный вулканогенными, вулканогенно-осадочными и интрузивными породами островодужного генезиса; могут присутствовать надсубдукционные офиолитовые комплексы. Океанический террейн – фрагмент океанической коры, обдуцированный на континентальную кору; образован офиолитами, может включать также фрагменты подводных вулканических островов, гайотов и т.п. Аккреционный террейн – фрагмент аккреционного клина окраинноконтинентальной (андского типа) или островной (тихоокеанского типа) магматической дуги сложенный хаотическим комплексом пород. Турбидитовый террейн – террейн, сложенный мощными толщами турбидитов (флиша), которые могут иметь различное, окончательно не выясненное происхождение; эти толщи могут представлять собой накопления континентального склона и его подножия, преддугового и тылового прогибов вулканической островной дуги или выполнение трогов перед фронтом продвигающихся тектонических покровов. Составной террейн (супертеррейн) – формируется в результате амальгамации (тектонического объединения) двух или более террейнов в единую более крупную тектоническую единицу. Коллизия – столкновение двух континентов или континента с островной дугой (аккреция) вдоль границы схождения плит, сопровождающееся деформацией литосферы, ее утолщением, расслоением и “скучиванием”, образованием палингенных гранитных магм, накоплением моласс и формированием горно-складчатого сооружения. Перекрывающие и сшивающие образования – формируются после амальгамации или аккрецинно-коллизионных событий связанных со столкновением террейнов и позволяют определить максимальный предел возраста этих процессов. Как правило, перекрывающие образования представлены осадочным или вулканогенно-осадочным комплексом пород, которые стратиграфически перекрывают два или более смежных террейна или террейн и окраину кратона. К таким образованиям можно отнести чехлы древних и молодых платформ, молассы краевых и межгорных прогибов и т.п. Сшивающие образования, как правило, представлены поясами плутонических пород, которые пронизывают и “залечивают” шов столкновения террейнов. При анализе орогенных поясов с позиции тектоники плит широкое распространение получил термин шовная зона или сутура, который определяется как тектоническое выражение зоны коллизии. Шовные зоны обычно содержат офиолиты и/или метаморфические породы высоких давлений (например, глаукофановые сланцы). Поскольку многие террейны в прошлом были разделены обширными пространствами с океанической корой, фрагменты офиолитовой ассоциации и метаморфические породы высоких давлений тяготеют к их границам. Вместе с тем, наличие указанных комплексов пород не является необходимым условием при определении границ террейнов. Границами террейнов являются крупные надвиги, сдвиги и реже сбросы, а также зоны тектонического меланжа, в составе которого могут присутствовать фрагменты офиолитовой ассоциации. Тектоническое районирование. Тектоническое районирование по возрасту главных деформаций основано на выделении крупных естественных геологических регионов по возрасту “завершающей” фазы складчатости, после которой регион не испытывал существенной тектонической переработки. Как правило “завершающая” фаза складчатости соответствует аккреционно-коллизионному событию, после которого регион был консолидирован. Достоинством метода является его историчность, поскольку мы имеем возможность непосредственно на карте проследить хронологическую последовательность основных этапов роста континентальной коры региона. На территории России можно выявить большинство основных эпох тектогенеза. Под последним понимается геологический интервал времени, насыщенный геологическими событиями, приведшими, в итоге, к консолидации того или иного участка земной коры. Интервалы основных эпох тектогенеза показаны на рисунке (рис.). Главными структурными элементами континентов являются древние платформы и складчатые пояса. Древние платформы представляет собой наиболее устойчивые (жесткие, консолидированные) участки континентальной коры и характеризуются двухъярусным строением: архейско-палеопротерозойский кристаллический фундамент и неопротерозойско-фанерозойский чехол (плитный комплекс). Складчатые пояса представляют собой сложно построенные и длительно развивающиеся зоны высокой тектонической и магматической активности, возникшие в результате развития и закрытия позднедокембрийских и фанерозойских океанических бассейнов. Еще одним распространенным структурным элементом континентов являются молодые платформы (плиты). Они, как и древние платформы, обладают характерным двухъярусным строением, но в основании находятся позднедокембрийско-фанерозойские складчатые системы, которые перекрыты слабодеформированным чехлом более молодых осадков. Таким образом, молодые платформы – это участки континентов, представляющие собой фанерозойские внутриконтинентальные или эпиконтинентальные седиментационные бассейны, возникшие после крупных этапов тектогенеза на гетерогенном позднедокембрийско-фанерозойском складчатом фундаменте. РАЙОНИРОВАНИЕ ТЕРРИТОРИИ РОССИИ Территория России занимает в основном континентальные пространства Северной Евразии. С ней соприкасаются два океана – Северный Ледовитый и Тихий. Эти океаны и их окраины резко различны. Большая часть территории России примыкает к Евразийскому бассейну, самому молодому среди бассейнов Северного Ледовитого океана. Его океанское ложе начало формироваться около 60 млн. лет назад. Он обрамлен широким шельфом Баренцева, Карского морей и моря Лаптевых. В центре прослеживается активный спрединговый хребет – хр. Гаккеля, протягивающийся сюда из Северной Атлантики. Рифтовая зона из Евразийского бассейна через дельту р. Лены выходит на континент и прослеживается в Момском рифте хр. Черского. Восточные моря Российской Арктики – ВосточноСибирское и Чукотское, относятся к шельфовым окраинам другого бассейна – Амеразийского (Канадского). Он был раскрыт в поздней юре – раннем мелу и в настоящее время здесь нет активных осей спрединга. Евразийский и Амеразийский бассейны разделены поднятием Ломоносова, узким континентальным осколком, оторвавшимся от Евразии при раскрытии Евразийского бассейна. Шельфовое обрамление бассейнов соответствует условиям пассивной континентальной окраины. Граница с Тихим океаном относится к типу активных окраин. Здесь протягиваются глубоководные желоба и сопряженные с ними вулканические островные дуги с современным вулканизмом. В территорию России входит крайняя восточная часть Алеутской дуги (Командорские острова) и Курило-Камчатская дуга. В тылу островной дуги расположены окраинные моря: Берингово, Охотское и Японское. Отдельные части этих морей заняты шельфовыми седиментационными бассейнами, представляющими собой опущенные окраины континентов. Особенно обширен такой бассейн в северной части Охотского моря. Важными структурами окраинных морей являются глубоководные впадины с молодой океанской корой (Алеутская, Командорская, Южно-Охотоморская, Япономорская), образовавшиеся в позднем кайнозое в результате задугового спрединга. Континентальная часть территории России состоит из мозаики разновеликих древних блоков, спаянных позднедокембрийско-фанерозойскими складчатыми поясами в единый континент. Наиболее крупными из них являются Восточно-Европейская и Сибирская древние платформы. Более мелкие блоки кристаллических пород раннего докембрия (кратонные террейны) включены в состав обрамляющих платформы складчатых поясов, к ним можно отнести, например, Карский микроконтинент на севере Сибирской платформы, Охотский и Омолонский массивы в составе складчатых сооружений северо-востока Азии. В числе составных террейнов (супертеррейнов), в структуре которых присутствуют крупные докембрийские блоки, следует назвать Хингано-Буреинский, Ханкайский, Казахстанский и др. Восточно-Европейская платформа с северо-запада ограничена складчатым поясом Скандинавских каледонид. Этот пояс возник на месте палео-Атлантического (Япетус) океана. Он маркирует зону столкновения Восточной Европы (Балтики) и Северной Америки (Лаврентии) в раннем палеозое. На севере Восточно-Европейской платформы от Скандинавских каледонид до Урала протягивается Тиманский пояс с позднедокембрийской складчатостью. Эта территория перекрыта чехлом палеозойскомезозойских осадков (Тимано-Печорская плита), формирующих с осадочным чехлом Восточно-Европейской платформы единый комплекс. Между Восточно-Европейской и Сибирской платформами выделяется крупный Урало-Монголо-Охотский орогенический пояс. В составе пояса можно наметить три крупных сегмента (их также часто называют складчатыми поясами): Уральский, Центрально-Азиатский и Монголо-Охотский. Уральскую часть пояса образуют складчатые сооружения субмеридионального простирания, сформированные на окраине Восточно-Европейского континента в конце палеозоя на месте Уральского океанического бассейна. Большая часть складчатых структур Центрально-Азиатского пояса находятся за границами Российской Федерации (Казахстан, Монголия). На территории России к аккреционно-коллизионным сооружениям этого пояса следует отнести структуры юго-западного обрамления Сибирской платформы (Алтае-Саянская область, Западное Забайкалье, Витимская горная страна). Их формирование связано с эволюцией Палеоазиатского океана. На этой территории описаны офиолиты с возрастом от 900 до 300 млн. лет. Складчатость была диахронной в разных частях пояса. Можно наметить несколько наиболее крупных тектонических этапов, связанных с аккреционно-коллизионными событиями, результатом которых являлся постепенный прирост континентальной коры Сибири: поздненеопротерозойский на Енисейском кряже, Восточном Саяне, Забайкалье, каледонский – центральная часть АлтаеСаянской области, Забайкалье, герцинский – западная часть Алтае-Саянья. Самый восточный Монголо-Охотский пояс, включает на территории России узкую полосу складчатых сооружений субширотного простирания заключенных между Сибирской платформой и Хингано-Буреинским массивом. Формирование пояса связано с закрытием Монголо-Охотского океанического залива Палеопацифики в конце палеозоя – начале мезозоя. Закрытие бассейна разделявшего Сибирскую окраину Азии и Хингано-Буреинский составной террейн проходило постепенно с запада на восток и завершилось лишь в конце юры – раннем мелу. Северное обрамление Сибирской платформы занимает ТаймыроСевероземельская складчато-покровная область, сформированная в конце палеозоя в результате столкновения Арктической окраины Сибири с крупным Карским микроконтинентом. В ее составе можно различить три зоны: Южно-Таймырская, тектонически-связанная с окраиной Сибирского палеоконтинента, ЦентральноТаймырская, представляющая неопротерозойский аккреционный пояс и СевероТаймырская, отвечающая структурам Карского микроконтинента. Северо-восточную часть Евроазиатского континента формирует ряд мезозойских (киммерийских) тектонических элементов, объединяемых в Верхояно-Чукотский орогенический пояс. В пределах названной обширной территории можно выделить Верхоянскую складчато-покровную область, Колымо-Омолонский супертеррейн, Чукотскую складчато-покровную область. Структуры Верхоянской области сложены осадочным комплексом, формирование которого началось в позднем рифее и завершилось лишь в конце юры. Этот комплекс отвечает осадочной призме пассивной окраины Сибирского палеоконтинента. Основной этап деформаций связан с рубежом юра-мел. В результате аккреционно-колизионных событий, мощный осадочный клин восточной окраины Сибири был деформирован и надвинут в сторону платформы с образованием во фронте складчатого сооружения Предверхоянского краевого прогиба. Аккреционные комплексы Колымо-Омолонского супертеррейна представлены мозаикой различных по генезису и времени формирования тектонических блоков, спаянных воедино в конце юры, перед столкновением с верхоянской окраиной Сибири. Границей между складчатыми структурами Верхоянского и Колымо-Омолонского тектонических элементов необходимо рассматривать Полоусненско-Колымскую сутуру, которая маркируется протяженным Колымским поясом гранитных батолитов позднеюрско-мелового возраста. Территория Чукотки занята палеозойскомезозойскими осадочными толщами, характеризующими режим пассивной континентальной окраины Арктического субконтинента (фрагмента гипотетической Арктиды). В классическом представлении Арктида состояла из нескольких блоков сиалической коры, реликты которой расположены сейчас в Арктическом секторе Земли: Карский блок, Новосибирский блок (Новосибирские острова и прилегающие к ним шельфы), блок Северной Аляски (к северу от хр. Брукса) и Чукотки, а также небольшие фрагменты Иннуитского складчатого пояса на севере Гренландии (Земля Пири, северная часть островов Элсмир и Аксель-Хейберг) и блок подводного хребта Ломоносова. Обоснованность существования такого континента пока невелика. Тем не менее, наличие в основании территории Чукотской складчатой области крупного древнего сиалического массива не вызывает сомнений. Здесь также как и для территории Верхоянья наиболее примечательными являются триасовые обломочные толщи флишевого строения. Однако структурный стиль Чукотского региона существенно отличается от Верхоянского и, в общем, может быть охарактеризован как блоковый. Западным ограничением Чукотской складчатой области является ЮжноАнюйская аккреционная зона, чешуйчато-надвигового строения. Для этой зоны наиболее характерно развитие позднеюрских - раннемеловых океанических образований, которые тесно ассоциируют с островодужными комплексами близкого возраста. Южным ограничением мезозойских складчатых структур ВерхояноЧукотского региона является Охотско-Чукотский вулканический пояс. Он обладает очевидным сходством с современным вулканическим поясом Анд и, соответственно, маркирует прежнюю активную континентальную окраину. Формирование вулканического пояса проходило в середине мела. Наиболее характерными являются андезит-риолитовые комплексы. Отмечается четкая поперечная петрохимическая зональность: во фронтальной (юго-восточной) части пояса развиты породы нормальной щелочности, а в тылу (вглубь континента) высоко-калиевые разности. Широко обнажены субвулканические интрузии того же состава и более крупные батолитовые тела гранитоидов известково-щелочного ряда, объединяемые под названием Охотский батолитовый пояс. В отличие от Колымского пояса батолитов эти гранитоиды имеют, несомненно, надсубдукционную природу. Геодинамическим аналогом ОхотскоЧукотского вулканоплутонического пояса на юго-востоке Азии является СихотэАлиньский пояс. Крайняя восточная часть территории России, лежащая к востоку от вулканических поясов, представлена, в основном, аккреционными складчатыми зонами, представителем которых является Корякско-Камчатская аккреционная область. Она состоит из разновозрастных, от мела до неогена, субдукционных комплексов, наложенных друг на друга. Самой поздней из этой серии является современная КурилоКамчатская островодужная система. В аккреционную призму субдукционных комплексов включены чужеродные блоки позднепалеозойских и мезозойских пород, прибывших сюда за счет перемещения плит Тихого океана. Эти образования были сгружены перед краем Евроазиатского континента и нарастили его. Аккреция и, связанная с ней, складчатость протекали в несколько фаз в течение мела и кайнозоя, каждый раз сопровождаясь перескоком зоны субдукции на восток. Значительная часть территории России занята мезозойско-кайнозойскими осадочными бассейнами, наложенными на палеозойское складчатое основание. К таким структурам относятся плитные комплексы территории Западно-Сибирской, Туранской и Скифской впадин. Формированию Западно-Сибирского плитного комплекса предшествовал пермо-триасовый эпизод рифтогенеза, приведший к утонению континентальной коры и заложению крупного седиментационного бассейна. Настоящая структура этой территории представлена мощным (до 12 км) чехлом обломочных пород, которые характеризуется перемежаемостью мелководно-морских и континентальных фаций. Отмечаются следы многочисленных трансгрессий и регрессий, связанные с эвстатическими колебаниями уровня океана. Формирование мезозойско-кайнозойского плитного комплекса южного обрамления Восточно-Европейской платформы (Туранская и Скифская плиты), в отличие от Западно-Сибирской плиты, протекало в условиях окраинного моря и связано с развитием палеоокеана Тетис, на месте которого сейчас образованы складчатые сооружения Средиземноморского (Альпийско-Гималайского) подвижного пояса. На протяжении юры, мела, палеогена и неогена Туранская и Скифская плиты представляли собой шельфовую часть северной окраины этого океана. Осадочный клин представляет собой единый комплекс, сложенный континентальными обломочными формациями, которые в южном направлении фациально замещаются морскими терригенно-карбонатными и песчано-глинистыми отложениями. Формирование структуры Средиземноморского складчатого пояса обусловлено взаимодействием Восточно-Европейской плиты и массивов Средней Азии с Африкано-Аравийской и Индийской плитами. В истории пояса выделяются два этапа: палеозойский, связанный с закрытием океана палео-Тетис и мезозойско-кайнозойский, обусловленный развитием и закрытием океана нео-Тетис. Пояс имеет мозаичную структуру и относится областям альпийского тектогенеза. В составе пояса выделяют ряд складчатых областей: Карпатская, Крымская, Кавказская, Копетдагская, Памирская, Гималайская и др., каждая из которых обладает индивидуальными чертами строения. В территорию России входит лишь горно-складчатое сооружение Северного Кавказа, а большая часть пояса находится за ее пределами. Глава II. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА И СТРУКТУРЫ ЕЕ ОБРАМЛЕНИЯ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА Восточно-Европейская платформа отвечает одному из крупнейших континентальных блоков Евразии и принадлежит поясу древних лавразийских платформ, к которому также относятся Сибирская и Северо-Американская платформы. Она представляет собой ромбовидную континентальную глыбу около 3000 км в поперечнике, основание которой было сформировано ~ 1.6 млрд. лет назад. Во взаимоотношениях с окружающими платформу разновозрастными складчатонадвиговыми сооружениями можно выделить несколько типов. Скандинавские каледониды и позднедокембрийские складчатые сооружения Тимана по системе надвигов перекрывают автохтонные комплексы платформы, причем шарьяжи достигают сотен километров, а во фронте передовых надвигов Урала и Карпат сформирована своеобразная структура, связанная с орогеном – краевой прогиб. Тем не менее, традиционно и в том и в другом случае за границы платформы принято считать передовой фронт надвигов. На остальных участках своего периметра ВосточноЕвропейская платформа обрамлена молодыми плитами – Среднеевропейской на западе, Скифско-Туранской на юге. Юго-восточный угол платформы занимает Прикаспийская впадина с корой субокеанического типа, традиционно включаемая в состав платформы. Границу на этом участке платформы обычно проводят вдоль погребенной ЮжноЭмбенской зоны дислокаций. Впадина представляет собой реликтовый океанический бассейн, заполненный осадками мощностью до 20 км и ее включение в состав Восточно-Европейской платформы, в таком случае, условно. Западнее современная граница платформы приобретает более четкий характер – она проходит вдоль палеозойского надвига Донецко-Каспийской складчатой зоны, огибает Донецкий кряж и, заворачивая к западу, пересекает Азовское и Черное море состыкуется со сдвиговой зоной Тейсера-Торнквиста. Фундамент Восточно-Европейской платформы. В строении раннедокембрийского кристаллического фундамента выделяют три крупных блока (супертеррейна): Фенноскандия, Сарматия, Волго-Уралия. Структуры Фенноскандии представлены по северо-западной периферии Восточно-Европейской платформы в виде Балтийского щита. Расположенный на юго-западе платформы Украинский щит обнажает западную часть структуры Сарматии, восток этого супертеррейна занятый Воронежским погруженным массивом перекрыт платформенным осадками мощностью до 1.5 км. Структуры Волго-Уралии (Волго-Уральского погруженного массива) полностью скрыты под позднедокембрийско-фанерозойским плитным комплексом платформы. Супертеррейны фундамента имеют ярко выраженное блоковое строение. В структуре Украинского щита различают пять, а Балтийского – шесть блоков, разделенных тектоническими швами по которым они были спаяны. Блоки имеет индивидуальную внутреннюю структуру и вещественный состав. На Балтийском щите обосабливаются: Мурманский, Кольский, Беломорский, Карельский, Свекофеннский и Свеконорвежский блоки. Украинский щит образован: Волыно-Подольским, ОдесскоБелоцерковским, Кировоградским, Приднепровским, Приазовским блоками. Можно предполагать, что аналогичные тектонические элементы образуют структуру Воронежского и Волго-Уральского массивов. Древнейшими (раннеархейскими) образованиями фундамента являются гранулитгнейсовые области, сложенные преимущественно породами гранулитовой фации метаморфизма. По-видимому, среди них имеются протоконтинентальные массивы, сформированные на исходной коре океанического типа, реликтами которых являются тоналиты, ультрабазиты и другие породы, имеющие изотопный возраст от 3.7 до 3.1 млрд. лет. К группе существенно гранулитовых блоков следует отнести Мурманский и Беломорский блоки Балтийского щита. Наиболее типичными из пород их слагающих являются высокоглиноземистые биотитовые гнейсы, т.е. метаморфизованные "зрелые" осадочные породы, и метаморфизованные вулканиты базитового состава, превращенные в амфиболиты и чарнокиты (гиперстеновые гнейсы). Полям развития описанных метаморфических ассоциаций свойственны крупные гранитогнейсовые купола. Эти структуры диаметром десятки километров имеют округлую, либо вытянутую в одном направлении форму. В ядрах вскрываются плагиогранито-гнейсы и мигматиты. На территории Кольского и Карельского блоков Балтийского щита, а также на большей части Украинского щита между аналогичными гранитогнейсовыми куполами "зажаты" зеленокаменные пояса. Состав зеленокаменных поясов однотипен для большинства древних платформ. Нижние части, как правило, сложены толщами основных эффузивов спилит-диабазового состава, иногда значительно метаморфизованных. Подушечное строение свидетельствует об их излиянии в подводных условиях. Верхние части разреза часто представлены кислыми эффузивами – кератофирами, фельзитами, с прослоями кварцитовых песчаников и гравелитов. По петрохимическим характеристикам указанные метавулканиты в большинстве случаев отвечают базальтам срединно-океанических хребтов и базальтовым коматиитам, однако иногда в составе зеленокаменных поясов широко проявлены метаморфизованные известково-щелочные серии базальт-андезит-дацитового состава, отвечающие условиям островодужного магматизма. Структурное положение зеленокаменных поясов однозначно свидетельствуют в пользу того, что они представляют собой не что иное, как швы столкновения различных блоков древнейшей коры. Стратиграфические контакты с окружающими гранулит-гнейсовыми комплексами нигде не наблюдаются, они либо затушеваны поздним наложенным метаморфизмом, гранитизацией и деформациями обоих комплексов, либо тектонические. В последнем случае, зеленокаменные пояса представляют собой либо узкие, сильно сжатые синклинали ограниченные разломами, либо довольно изометричные остатки тектонических покровов, надвинутых на гранулит-гнейсовое основание и сохранившихся в межкупольных пространствах. Результаты изотопных исследований позволяют считать, что формирование гранит-зеленокаменных областей на территории Восточно-Европейской платформы произошло в интервале 3.1 – 2.6 млрд. лет. На геодинамическую природу зеленокаменных поясов нет однозначной точки зрения. Их связывают с опусканием и переработкой первичной сиалической коры над поднимающимся мантийным диапиром, либо видят аналогию с современными рифтами, которые "взломали" протоконтинентальную гранулитгнейсовую кору, либо сопоставляют с современной системой островных дуг и окраинных морей. Абсолютно индивидуальные черты строения в композитной структуре Балтийского щита имеет Свекофеннский блок. Он является типичным представителем гнейсово-сланцевых областей. Главными отличительными признаками являются: отсутствие архейского фундамента; широкое развитие сланцевых и гнейсовосланцевых толщ раннепротерозойского возраста, а также крупных гранитоидных плутонов, внедрившихся в диапазоне 1.85 – 1.7 млрд. лет назад. Существенная роль в сланцевых разрезах принадлежит метавулканогенным породам, как основного, так и кислого составов. По своему строению комплексы, слагающие Свекофеннский блок, близки гравуакко-вулканическим сериям фанерозойских складчатых поясов, сформировавшихся в окраинных морях, разделенных островными дугами, а сам блок можно трактовать как террейн, образовавшийся в результате аккреционной тектоники. Граниты, повсеместно распространенные на территории блока, являются индикатором коллизионных процессов, в результате которых свекофенниды были обдуцированы и надвинуты на карельское основание с образованием протяженной (длиной почти 1500 км) Западно-Карельской зоны надвигов, "срезающей" контуры Кольско-Карельского архейско-протерозойского супертеррейна. К зоне этого надвига тяготеют выходы палеопротерозойского (~ 1.9 млрд. лет) офиолитового комплекса, свидетельствующего о заложении Свекофеннского пояса на коре океанического типа. На западной периферии Свекофеннского блока развит Готский (Трансскандинавский) вулканоплутонический пояс, сложенный магматитами мантийного происхождения. В составе пояса примечательны наземные кислые лавы, включающие риолиты, дациты, игнимбриты, а также лавы повышенной щелочности, перемежающиеся с агломератами и аркозами. Эффузивы ассоциируют с гранитными батолитами. Возраст лав и прорывающих их гранитов оценивается в 1.75 – 1.55 млрд. лет. Состав и строение этого протерозойского вулканоплутонического пояса сходны с окраинно-континентальными поясами андийского типа. Учитывая эту аналогию, можно полагать, что Готский пояс в протерозое занимал окраинное положение и формировался над зоной субдукции. Состав и строение самой западной тектонической единицы Балтийского щита – Свеконорвежского блока резко индивидуально. По своей структуре, истории развития и времени кратонизации этот тектонический элемент близок к гренвильскому орогенному поясу Северной Америки и многими исследователями рассматривается как его восточное продолжение. Время формирования наиболее древних пород Свеконорвежской зоны отвечают интервалу 1.9 – 1.75 млрд. лет. Они подверглись существенной переработке в эпоху готской (на уровне 1.7 – 1.6 млрд. лет) и дальсландской – свеконовержской (1.2 – 0.9 млрд. лет) орогений. Внутренняя структура блока отличается значительной сложностью и фактически представляет коллаж кратонных, островодужных и прочих террейнов. Наиболее широко развиты в различной степени метаморфизованные вулканогенно-осадочные и терригенные толщи палеопротерозоя и мезопротерозоя. Выходы палеопротерозойских комплексов на Балтийском и Украинском щитах, тяготеют к шовным зонам, разграничивающим архейские блоки, и в отличие от последних имеют более разнообразный состав и строение. На востоке Кольского блока вблизи шовной зоны палеопротерозойские отложения выполняют Кейвский синклинорий и представлены одноименной серией, несогласно залегающей на архейских гнейсах. Кейвская серия сложена осадками, типичными для пассивной континентальной окраины: в основании содержатся конгломераты с обломками архейских пород, далее мощная толща глинистых сланцев и парагнейсов, а в верхах – аркозовые песчаники, а также прослои доломитов, в том числе со строматолитами. Возраст прорывающих серию гранитов равен 2.0 – 1.9 млрд. лет. Палеопротерозой шовной зоны Кольского и Беломорского блоков (Печенгская и Имадра-Варзугская зоны) близок по строению и составу фанерозойским офиолитовым поясам. Подавляющую часть разрезов составляют эффузивы основного, в меньшей степени среднего и ультраосновного составов. Многим лавам присуще подушечное строение. Среди вулканических покровов встречаются горизонты конгломератов, аркозов и кварцитов, содержащих обломки архейских гнейсов и гранитов. Разрез насыщен интрузивными телами гипербазитов, габбро, габброноритов и анортозитов. Изотопный возраст пород: 1.9 – 1.8 млрд. лет, возраст метаморфизма: 1.8 – 1.7 млрд. лет. Описанный комплекс пород слагает серию тектонических пластин надвинутых на север – на Кольские гнейсы. Палеопротерозойские комплексы Восточно-Карельской шовной зоны расположенной между Карельским и Беломорским блоками в геодинамическом плане связаны с субдукцией и описываются в составе сумийского комплекса. Возраст пород составляет около 2.4 млрд. лет. Комплекс образован двумя типами отложений – обломочными (сариолийская серия) и вулканогенными (тунгутская серия), для которых характерен непрерывный ряд от базальтов до риолитов. Сумий Карельского блока был подвержен складчатости, метаморфизму и прорван плагиогранитами с возрастом ~ 2.0 млрд. лет. Во внутренних частях архейских блоков с рубежа 2.3 млрд. лет (селецкая складчатость) отмечается появление существенно терригенных осадков протоплатформенного чехла. Разрез этого комплекса представлен тремя толщами: ятулий – кварцевые конгломераты, гравелиты, песчаники, переслаивающиеся с редкими покровами базальтов; суйсарий – глинистые сланцы, филлиты, доломиты с прослоями толеитовых базальтов; вепсий – конгломераты и песчаники с силлами габбро-диабазов. На Украинском щите к раннему протерозою принадлежит, знаменитая криворожская серия, вмещающая богатые залежи джеспелитовых руд. Она локализуется вдоль Криворожской зоны на границе между Приднепровским и Кировоградским блоками, а также вдоль Орехово-Павлоградской зоны, ограничивающей Приднепровский и Приазовский блоки, образуя узкие приразломные синклинории. Аналогом криворожской серии в пределах Воронежского массива является хорошо известная курская серия. Абсолютный возраст пород соответствует интервалу 2.5 – 1.8 млрд. лет. Разрез представлен тремя толщами снизу–вверх: существенно обломочная (кварцито-песчаники, конгломераты, филлиты, графитовые сланцы); флишеподобная (ритмичное чередования джеспилитов и кремнистых сланцев); терригенная (конгломераты, гравелиты, кварциты). Мощность достигает 7-8 км, все отложения прорваны гранитами с возрастом от 2.1 до 1.8 млрд. лет. Авлакогены. Фундамент Восточно-Европейской платформы разбит узкими, глубокими (до 3 км и более) грабенообразными прогибами (авлакогенами) – отмершими лучами древних рифтовых систем. В истории развития платформы намечаются три главные эпохи формировавания авлакогенов: позднепротерозойская, девонская и пермская (грабен Осло). Докембрийские авлакогены наиболее многочисленны. Они образуют почти прямоугольную сеть северо-восточного и северо-западного направления и разбивают фундамент платформы на серию блоков, примерно отвечающих щитам и погруженным массивам. Самой протяженной (не менее 2000 км) является система грабенов северовосточной ориентировки, простирающаяся от западного окончания Украинского щита до стыка Тимана с Уралом и состоящая из двух самостоятельных авлакогенов: ОршаноВолыно-Крестцовского на западе и Средне-Русского на востоке. От места их сочленения на юго-восток отходит Пачелмский палеорифт, а на северо-запад менее выраженный – Ладожский. К Средне-Русскому авлакогену почти под прямым углом с севера подходят Кандалакшский и Мезенский грабены. На самом востоке платформы, на Волго-Уральском своде находится Калтасинский авлакоген. В составе комплексов выполняющих грабены преобладают мезопротерозойские и ранненеопротерозойские красноцветные грубообломочные толщи, образовавшиеся за счет размыва близлежащих поднятий. Нередко в основании разреза появляются мощные (до 400 м.) лавовые покровы базальтов, пачки туфов, вулканических брекчий, а также силлы долеритов. Из магматических комплексов характерными являются бимодальные щелочно-ультраосновные серии с карбонатитами. Выше по разрезу вулканогеннотерригенные образования сменяются мелководно-морскими осадками вендского (эдиакарского) возраста, толщи которых переходят из грабенов на смежные блоки фундамента, что указывает на вовлечение в прогибание обширных участков платформы, формирование осадочных бассейнов и как следствие начало накопления платформенного чехла. Со второй эпохой континентального рифтинга связано возникновение ПрипятскоДнепровско-Донецкого авлакогена, а также серии грабенов по восточной окраине платформы. Заложение Днепрово-Донецкого рифта, разделяющего Украинский и Воронежский массивы, произошло в конце среднего – позднем девоне и сопровождалось интенсивным магматизмом: излияниями щелочных базальтов, внедрением щелочно-ультраосновных интрузий. Для верхнего девона характерными являются эвапориты, маркирующие погружение палеорифта и соединение его с морским бассейном. В карбоне этот район был местом накопления мощных толщ параллических углей (Донбасс), а в конце перми его восточная часть в результате сближения Украинского, и Воронежского щитов подверглась интенсивным деформациям. Терригенное осадконакопление в пределах авлакогена продолжалось в течение всего позднего палеозоя и в мезозое. Русская плита. Большая часть Восточно-Европейского кратона покрыта фанерозойским осадочным чехлом – Русской плитой. Ее формирование происходило в три этапа, напрямую связанных с растяжением фундамента и развитием окружавших палеоконтинент океанов. Венд-раннепалеозойский комплекс плиты слагает: полосу, пересекающую по диагонали Восточно-Европейскую платформу и отделяющую Балтийский щит от южных кристаллических массивов (Московская синеклиза); полосу, следующую вдоль линии Тейсейра–Торнквиста (Балтийская синеклиза) и полосу, протягивающуюся вдоль Тимана (Мезенская синеклиза). Осадочные бассейны этого времени формировались над авлакогенами и вдоль пассивных окраин Восточно-Европейского континента. Состав венд-нижнепалеозойского платформенного комплекса представлен мелководными песчано-глинистыми, а в верхах (ордовик – силур) – карбонатными осадками с эвапоритами. Немаловажным является широкое развитие тиллитов характерное для рубежа венда (криогения-эдиакария), что указывает на покровное оледенение. Средне-позднепалеозойский комплекс Русской плиты местами наследует более ранние впадины, как в Московской синеклизе, но главный объем сконцентрирован на восточной и юго-восточной окраинах платформы и в районе Днепрово-Донецкого авлакогена. На юге и юго-востоке платформы комплекс большей частью начинается со среднего девона. С начальными периодами его образования связано формирование структур растяжения – девонских грабенов. Наиболее полный разрез (с середины ордовика до нижнего карбона) характерен для восточной окраины платформы, где он вовлечен в покровно-надвиговые дислокации западного склона Урала. По своему составу комплекс уверенно сопоставляется с отложениями пассивных континентальных окраин. Наиболее примечательными являются карбонатные осадки, в том числе, рифовые фации, многочисленные в раннем и позднем девоне, карбоне и ранней перми. Для позднего девона характерно распространение глинистых фаций, насыщенных органическим углеродом. Их накопление связано с застойными водами. В пермское время, в связи с ростом Урала и надвиганием шарьяжей на платформу, происходило постепенное осушение осадочного бассейна и формирование соленосных толщ. Итогом этого процесса стало формирование Предуральского краевого прогиба, заполненного мощной красноцветной молассой – продуктом разрушения Уральских гор. Мезозойско–кайнозойский плитный комплекс развит только по южной периферии платформы – в Прикаспийской впадине, Припятско-Днепровском прогибе и Причерноморской впадине. За пределы этой полосы море проникало лишь узкими языками в поздней юре и раннем мелу, формируя маломощные осадочные серии. В составе комплекса преобладают терригенные толщи, лишь в период максимальной трансгрессии в позднем мелу шло накопление писчего мела. Мощность комплекса невелика, редко превышает 500 м. ТИМАНО-ПЕЧОРСКАЯ ПЛИТА Тимано-Печорская эпибайкальская плита находится на крайнем северо-востоке Европейской России, между Восточно-Европейской платформой и горным сооружением Полярного и Приполярного Урала. Ее западной и юго-западной границей является Западно-Тиманский краевой шов. Восточным структурным ограничением Тимано-Печорской плиты служат передовые надвиги Урала и Пай-Хоя. На юге Западно-Тиманский шов примыкает к Западно-Уральскому надвигу, образуя, так называемый, Урало-Тиманский стык. Менее уверенной является северная граница со Свальбардской плитой. Фундамент Тимано-Печорской плиты сложен позднепротерозойскими осадочно-метаморфическими породами с эффузивными и интрузивными образованиями. Выделяются два мегаблока фундамента: юго-западный Тиманский и северо-восточный Большеземельский. Они отличаются составом вулканогеннометаморфических формаций, которые свидетельствуют об образовании в областях с различными геодинамическими обстановками. Раздел мегаблоков устанавливается по системе Припечорского и Илыч-Чикшинского разломов. По геофизическим данным в фундаменте Тимано-Печорской плиты предполагается развитие метаморфических образований зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма, интрудированных широким спектром магматических пород. Возраст консолидации фундамента соответствует рубежу венда-кембрия (кадомская орогения). В соответствии с геофизическими построениями в западной части бассейна, охватывающей Тиманскую гряду и Ижма-Печорскую впадину, господствуют мезопротерозойско-неопротерозойские метаморфические сланцы низших ступеней метаморфизма с отдельными массивами основных и ультраосновных пород. Выход фундамента на дневную поверхность известен в пределах Тиманской гряды, на крайнем западе плиты. Внутреннее строение Тиманского мегаблока примечательно северозападной зональностью. Его неширокая западная зона сложена слабометаморфизованными терригенными формациями позднего протерозоя с локальными интрузиями платформенного типа. Мощность комплекса здесь 4 – 6 км. Восточнее, за Центрально-Тиманским разломом она увеличивается до 12 – 15 км. Наряду с терригенными породами распространены карбонатные (рифогенные) образования. Породы этой восточной, более значительной по площади, зоны сильнее дислоцированы и регионально метаморфизованы до зеленосланцевой фации. Магматические комплексы представлены габбро-диабазами на п-ове Канин и Среднем Тимане, постскладчатыми двуслюдяными гранитами и гранодиоритами в полосе, примыкающей к системе Илыч-Чикшинского разлома, и орогенными и посторогенными щелочными габброидами, гранитами и сиенитами, приуроченными к Западно-Тиманскому разлому. Общее строение Тиманского мегаблока позволяет интерпретировать эту часть фундамента современной Печорской низменности как область развития отложений докембрийской пассивной окраины. С востока Тиманская "сланцевая" область ограничивается линейной зоной, для которой можно предполагать наличие широкого петрографического разнообразия консолидированных образований – от слабометаморфических до высокометаморфизованных комплексов и изверженных пород от кислого до ультраосновного состава. Вдоль этой полосы разломов (Припечорского и Илыч-Чикшинского) повсеместно распространены магматические и вулканогенно-осадочные породы. Основные вулканиты, амфибол-биотитовые гранитоиды и диориты встречены скважинами в западных участках зоны. Для восточных участков характерны габбро, габбро-диориты, габбро-диабазы, диориты и плагиограниты, т.е. породы с исходной базальтовой магмой. На всех участках зоны граниты имеют подчиненное значение и повышенную долю основных компонентов. Среди вулканогенных пород широко распространены эффузивы известково-щелочной серии. Вещественный состав перечисленных магматических ассоциаций свидетельствует о том, что их образование в неопротерозое было связано с геодинамической обстановкой, свойственной островным дугам. Отдельные районы Тимано-Печорской плиты с недостаточно мощной корой оказались предрасположенными к растяжению, вызвавшему образование рифтовых прогибов и повышенную проницаемость для внедрения основных магматических пород. Такая палеогеодинамическая ситуация возникла в системе Припечорского и Илыч-Чикшинских разломов и к востоку от нее – Денисовский прогиб, на территории которых в неопротерозое предполагается существование океанического бассейна и островной дуги. В результате складчато-сдвиговых деформаций, кадомского орогенеза произошло закрытие этого бассейна и образование вулканоплутонического пояса, контролируемого системами разломов: Припечорского и Илыч-Чикшинских – на западе и Колвинских – на востоке. Вторая островодужная зона намечается в районе Полярного Урала. К западу от нее, на северо-востоке Тимано-Печорской плиты видимо находилась впадина океанического типа. В центральной области плиты, охватывающей большую часть ПечороКолвинского прогиба и Большеземельского свода, составляющих основную часть Большеземельского мегаблока характерны кристаллические толщи средних и высоких ступеней метаморфизма, что свидетельствует о распространении крупных архейскопалеопротерозойских массивов коры. В керне большинства скважин, вскрывших неопротерозой Большеземельского мегаблока, преобладают кислые вулканиты и туфы. Интрузивные породы представлены двуслюдяными гранитами, диабазами и гранитоидами. Их состав меняется от более ранних основных разностей к более поздним кислым. На территории Большеземельского мегаблока широко распространены также терригенные (венд-кембрийские) красноцветные породы с примесью туфогенного материала, телами и покровами кислых эффузивных пород. Они занимают самую верхнюю часть доордовикского разреза, являются продуктами размыва и переотложения вулканогенных пород позднего протерозоя и могут рассматриваться в качестве молассовой формации кадомского орогенеза. На более низких стратиграфических уровнях разреза (в 1 км от его поверхности) по геофизическим данным предполагаются значительные массы основных пород. На востоке Большеземельского свода и во впадинах Предуральского краевого прогиба предполагается широкое развитие пород основного состава. Это обстоятельство допускает выделение в названных районах палеоблоков коры океанического или субокеанического типов. Наличие известково-щелочных островодужных вулканических образований и их ассоциация с поясами метаморфизма высоких давлений свидетельствуют о типичных условиях субдукции в позднем докембрии. Складчатость, высоктемпературный метаморфизм и гранитные интрузии указывают на условия столкновения, причленения вулканических островных дуг и подстилающего их основания к окраине ВосточноЕвропейского континента. В этой связи складчатое основание Печорской низменности (Большеземельский мегаблок) можно интерпретировать как аккреционную мозаику, возникшую за счет столкновения различных мелких блоков. Выступы комплексов фундамента (доуралид) в Приполярном и Полярном Урале, а также на о-ве Вайгач являются частями этого аккреционного массива, причлененного к Восточной Европе в самом конце докембрия – начале кембрия. Таким образом, в истории формирования фундамента Тимано-Печерской плиты можно наметить несколько основных этапов. Мезопротерозой – ранний неопротерозой. Этап, связанный с постепенным погружением окраины Восточно-Европейского континента и накоплением типично платформенных обломочных осадков. Во второй половине мезопротерозоя, в пределах будущей Мезенской впадины начали закладываться рифты северо-западного простирания; на юге они торцово сочленялись со Среднерусской рифтовой системой северо-восточного простирания. Параллельно Мезенской системе, но северо-восточнее ее, простиралась Тиманская система, на основе которой в конце мезопротерозоя оформилась пассивная окраина Восточно-Европейского континента. Эта окраина простиралась до современной Припечерской зоны разломов, вдоль которой в течение неопротерозоя функционировала зона субдукции и связанная с ней система островных дуг. Восточнее предполагается существование оси спрединга и океанического бассейна, в пределах которого находились разновеликие обломки древней сиалической коры. Важно отметить, что структура востока Тимано-Печорской плиты, очевидно, продолжалась на Полярный и Приполярный Урал, где выступают породы еще одной вулканической дуги, а возможно и южнее вдоль всей современной восточной окраины Восточно-Европейской плиты. Таким образом, вулканические дуги и микроконтиненты должны были разделяться бассейнами окраинных морей с корой океанического типа. Поздний неопротерозой. В пределах Тимано-Печорской плиты на границе внутреннего и внешнего шельфа в полосе современного Тиманского кряжа возник барьерный риф. На востоке продолжалось развитие вулканических дуг. Венд (эдиакарий) – ранний кембрий. Ознаменован крупными тектоническими событиями, связанными с кадомским орогенезом. Он был вызван столкновением системы островных дуг и микроконтинентов с северо-восточным краем ВосточноЕвропейского кратона (Балтики). Свидетелем этого процесса стало образование Предтиманского прогиба, выполненного пестроцветной вендской молассой, а на востоке будущей Печорской плиты и прилегающей части Урала – вулканогенной молассы. Плитный комплекс. В ордовике Тимано-Печорская область превратилась в северную часть пассивной окраины Восточно-Европейского континента, к востоку от которой произошло раскрытие Уральского океанического бассейна. Сложившаяся к настоящему времени структура осадочного чехла Тимано-Печорской плиты также является результатом стадийного тектонического развития. Эта стадийность синхронна эволюции Урала. Последовательная смена тектонических режимов отмечается в разрезе осадочного чехла плиты угловыми и стратиграфическими несогласиями. Раннепалеозойская стадия. Отложения основания разреза плиты представлены базальной терригенной формацией нижнего-среднего ордовика, сменяемой карбонатами верхнего ордовика, силура и нижнего девона. Терригенные породы последнего развиты лишь на северо-западе региона. Все пространство плиты в это время представляло собой шельфовую область. Позднепалеозойская стадия. Поздний палеозой – триас связаны с эпохой рифтогенеза, сопровождавшегося базальтовым вулканизмом на рубеже среднего – позднего девона, затронувшего консолидированное основание Тимано-Печорской плиты и последующим герцинским орогенезом, связанным с коллизионными процессами и закрытием Уральского палеоокена. В основании разреза позднепалеозойской стадии развития плитного комплекса преобладают терригенные и терригенно-карбонатные отложения. Выше залегают угленосно-терригенные толщи, но основной объем, до верхнего карбона включительно, сложен карбонатными породами. Верхняя часть разреза обладает наибольшей формационной изменчивостью. В Приуральской части региона он состоит из орогенных формаций, представленных флишем, сероцветной молассой, соленосными отложениями, угленосными толщами, красноцветной и континентальной молассой. На остальной территории плиты флишоидная и сероцветная моласса латерально уступают место карбонатам, соленосным породам – ангидритам, угленосным красноцветным терригенным толщам. Появление в верхах разреза континентальной красноцветной молассы свидетельствует об осушении большей части Тимано-Печорской плиты, за счет которой седиментация в бассейне становится исключительно терригенной. На смену карбонатно-терригенному палеозойскому комплексу приходит терригенный мезозойско-кайнозойский. Мезозойско-кайнозойская стадия. Терригенными породами заключительной стадии эволюции плиты сложены среднеюрско-меловой и неоген-четвертичный интервал разреза. В основании отмечается крупный стратиграфический перерыв и угловое несогласие. В юре и раннем мелу Тимано-Печорская плита испытала слабое погружение, в позднем мелу и палеогене континентальная часть современной плиты полностью осушилась; лишь в прибрежной полосе и в море продолжалось малоинтенсивное континентально-морское осадконакопление. На заключительном неоген-четвертичном этапе развития региона большая его часть представляла равнинную сушу. УРАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Уральская складчатая область является составной частью Центрально-Азиатского подвижного пояса, разделяющего Восточно-Европейскую, Сибирскую, Таримскую и Китайско-Корейскую древние платформенные области. Складчатые сооружения Урала возникли на месте палеозойского Уральского океана, закрывшегося в конце позднего палеозоя в результате сближения Восточно-Европейской, Сибирской и Казахстанской континентальных глыб. Комплексы, слагающие его современную структуру, залегают в виде серии тектонических чешуй, надвинутых на окраину Восточно-Европейской платформы. Восточные границы скрыты под чехлом молодой Западно-Сибирской плиты. Уральская складчатая область представляет собой типичный пример линейных коллизионных структур. Выделяют внешние (западные) зоны, развившиеся на окраине Восточно-Европейского кратона или вблизи него, и внутренние (восточные), где широко представлены палеозойские комплексы океанического и островодужного генезиса. Границей между внешней и внутренней зонами служит полоса серпентинитового меланжа, маркирующая сутуру Главного Уральского разлома. Внешние зоны Урала включают автохтонные комплексы Предуральского краевого прогиба, Западно- и Центрально-Уральской складчатых зон. Предуральский краевой прогиб, заполненный пермской континентальной молассой, представляет собой пограничную с Восточно-Европейской платформой структуру, расположенную вдоль западного борта всего сооружения Урала, кроме Мугоджар и Пай-Хоя. Ширина этой зоны варьирует от 50 до 100 км. В продольном направлении в структуре прогиба выделяется несколько впадин: Бельская, УфимскоСоликамская, Верхнепечорская, Воркутинская и др. глубиной до 10 – 12 км. Доверхнекаменноугольные отложения прогиба сходны с одновозрастными толщами Восточно-Европейской плиты. Заложение прогиба началось в позднем карбоне, ранней перми и связано с коллизионными процессами. Первоначально он представлял собой относительно глубоководный бассейн с дефицитным глинисто-кремнисто-карбонатным осадконакоплением. В западной части прогиба развиты биогермные известняки, а на востоке морские молассовые отложения. В кунгурское время в условиях отсутствия связи с океаном в застойных водах в южных частях Урала формировались эвапоритовые толщи, а в северных – угленосные. Дальнейшие деформации и связанный с ними рост Урала привели в поздней перми, раннем триасе к интенсивному размыву складчатых сооружений и постепенному заполнению тылового осадочного бассейна типично моллассовой толщей. Западно-Уральская зона, представлена в современном эрозионном срезе деформированными палеозойскими отложениями, формировавшимися в условиях пассивной континентальной окраины Восточно-Европейской платформы. Палеозойские образования резко несогласно лежат на породах древнего складчатого основания, и представлены, главным образом, мелководными осадками. Нередки и тектонические покровы, перемещенные из восточных зон, где в палеозое широко развиты океанические и островодужные комплексы. Наиболее типичными отложениями на западном склоне Урала являются шельфовые. Они представлены породами, во многом аналогичными тем, которые развиты на Восточно-Европейской платформе. Возраст подошвы осадочного чехла закономерно омолаживается с севера на юг. На Пай-Хое и Полярном Урале разрез начинается с рубежа кембрия – ордовика. На южном Урале основание шельфового разреза отвечает позднему ордовику – силуру. Состав подошвенной – терригенной части разреза отвечает подстилающим комплексам фундамента платформы. Эпизодически среди них отмечают бимодальные комплексы вулканитов, которые являются индикаторами континентального рифтогенеза. Силурийский интервал разреза сложен преимущественно граптолитовыми сланцами. С верхнего силура в разрезе начинают преобладать известняки. Для нижнего девона характерны мощные рифовые постройки, которые формировали протяженный барьерный риф вдоль всей уральской окраины Восточно-Европейского палеоконтинента. Органогенные известняки преобладают в разрезах и на окраине самой платформы вплоть до конца карбона – нижней перми. На востоке ЗападноУральской зоны карбонатные отложения замещаются флишем и турбидитами, маркирующими край палеоконтинента. На коллизонном этапе, в конце палеозоя вследствие мощного давления с востока (в современных координатах) эти комплексы были дислоцированы и по принципу "домино" надвинуты друг на друга, что послужило причиной формирования чешуйчатой структуры Западно-Уральской складчатой зоны. Центрально-Уральская складчатая зона представляет собой область почти непрерывных выходов докембрийских пород (доуралид). Древние массивы здесь могут быть условно разделены на два типа. Первый тип представлен поднятыми блоками фундамента Восточно-Европейской платформы, перекрытыми отложениями, формировавшимися на пассивной окраине кратона (Башкирский и Кваркушский массивы). Наиболее древние погребенные образования имеют архейскопалеопротерозойский возраст и представлены характерными типами пород: гнейсами, амфиболитами и мигматитами. Перекрывающие их мезопротерозойсконеопротерозойские осадочные толщи сложены цикличной последовательностью обломочных и карбонатных пород, образовавшихся в основном в мелководных условиях за счет сноса обломочного материала с континента. На двух уровнях в этом разрезе появляются вулканиты трахибазальтового состава, связанные с эпизодами растяжения при формировании пассивной окраины. Ко второму типу доуралид относятся складчатые образования позднего докембрия, представленные преимущественно неопротерозойскими островодужными комплексами, а также более древними комплексами кратонного типа (микроконтинентами), которые нарастили кристаллическое основание ВосточноЕвропейского палеоконтинента к востоку (в современных координатах) и оформили структуру Центрально-Уральского аккреционно-коллизионного пояса в конце докембрия (кадомская орогения). Наиболее многочисленны они на Северном и Полярном Урале – в пределах Центрально-Уральского и Харбейского поднятий, а также слагают обширные пространства в основании смежной Тимано-Печорской плиты. Аналогичные следы позднедокембрийского роста коры предполагаются на Южном Урале в пределах поднятия Уралтау. В ядрах указанных антиформных структур обнажаются высокометаморфизованные породы (гнейсово-мигматитовая ассоциация), периферические части представлены трансгрессивными вулканогенноосадочными отложениями неопротерозоя. Вулканиты представлены зональнометаморфизованными породами дифференцированной базальт-андезит-дацитовой известково-щелочной серии, характерной для островодужных образований. Часто в ассоциации с вулканитами в разрезе присутствуют глаукофановые сланцы, указывающие на аккреционно-коллизионную обстановку. В обрамлении доуральские комплексы несогласно перекрыты существенно карбонатными отложениями ордовикакарбона, которые представляют единый фациальный ряд с отложениями ЗападноУральской зоны и смежной Тимано-Печорской плиты. Зона Главного Уральского разлома представляет собой тектонический шов, выраженный мощной зоной серпентинитового меланжа изменчивой ширины – от нескольких до 20 км. Сама система разломов является фронтальной зоной крупнейшего глубинного шарьяжа, по которому симатические комплексы восточных зон надвинуты на сиалическое основание западной части Урала. Останцами этого покрова являются разновеликие блоки и пластины различных комплексов пород развивавшихся на коре океанического типа, которые встречаются во внешней зоне Урала. Остатки этих же пород, в том числе различные члены офиолитовой ассоциации: гипербазиты, габбро, подушечные лавы, кремнистые осадки и т.п., расположены среди развальцованной серпентинитовой матрицы, внутри полосы маркирующей зону надвига. Часто шовная зона выражена бластомилонитами, метаморфическими сланцами, в том числе глаукофановыми, эклогитами, т.е. породами, формирующимися при больших давлениях. Развитие эклогит-глаукофанового метаморфизма может свидетельствовать о том, что большая часть этих комплексов возникла во фронтальных зонах островных дуг в условиях частой аккреции (например, островная дуга – микроконтинент или симаунт). Таким образом, формирование зоны главного Уральского разлома неразрывно связано с аккреционно-коллизионными процессами. Внутренние зоны Урала наиболее полно обнажены на Южном Урале и включают Тагило-Магнитогорскую, Восточно-Уральскую и Зауральскую зоны. Тагило-Магнитогорская зона включает полосу прогибов, сопровождающую с востока зону Главного Уральского разлома. С юга на север обосабливаются ЗападноМугоджарский, Магнитогорский, Тагильский, Войкаро-Щучьинский синклинории. По своему строению зона представляет синформную структуру, состоящую из серии тектонических покровов, наслоенных друг на друга. В строении покровов участвуют ордовикско-каменноугольные плутонические, вулканогенные и осадочные комплексы пород, которые рассматриваются как образования океанических впадин, островных дуг, краевых вулканических поясов, связанных с ними глубоководных флишевых трогов и мелководных терригенных и карбонатных толщ, перекрывающих новообразованную в палеозое континентальную кору. Выступы архейско-протерозойского сиалического фундамента здесь отсутствуют. В целом Тагило-Магнитогорскую зону можно представить как поле развития океанических (офиолитовых) и островодужных (известково-щелочных) комплексов, составляющих так называемый “зеленокаменный пояс Урала”. Формирование вулканических комплексов субдукционного генезиса происходило в несколько этапов. Островодужный вулканизм начался в среднем ордовике и продолжался в силуре. Комплексы соответствующего возраста отмечены в пределах Сакмарской пластины. Раннедевонские вулканиты андезибазальтового типа слагают полосу вдоль восточного борта Магнитогорского синклинория (Ирендыкская дуга). Позднедевонкие и раннекарбоновые субдукционные комплексы вскрываются в пределах Магнитогорской полосы. Восточно-Уральская зона – зона развития докембрийских комплексов бывших микроконтинентов (доуралид) с аллохтонами, сложенными палеозойскими породами офиолитовой и островодужной серий. В результате широко проявленного высокотемпературного метаморфизма палеозойские комплексы иногда становятся неотличимыми от докембрия, образуя структуры, напоминающие гранитогнейсовых купола с характерным двухъярусным строением. В ядрах куполов, образуя нижний ярус, преобладают архейско-протерозойские комплексы, которые в результате многократного метаморфизма и метасоматоза сформировали полифазный комплекс: от центра купола наблюдается смена гнейсов и мигматитов на кристаллические сланцы, а ближе к краям на амфиболиты с реликтами гранулитовой фации метаморфизма. Верхний ярус слагает периферию куполов и представлен сланцевой оболочкой, которая образована по палеозойским породам океанического и островодужного происхождения и, таким образом, структурно не согласована с ядром. Образование купольных структур естественно связать с диапировым всплыванием мобилизованного сиалического основания уже после того, как палеозойские комплексы были надвинуты на докембрийское основание. При этом метаморфизму подвергались как древние, так палеозойские комплексы. А сам метаморфизм носил концентрически зональный характер, убывая к периферии куполов. Названная ассоциация формирует поднятия, такие как Зауральское и Восточно-Уральское, Мугоджарское (последние иногда объединят в Урало-Тобольский антиклинорий и выделяют в качестве “гранитнометаморфической оси Урала”). Время образования куполов соответствует времени внедрения гранитных массивов и отвечает заключительному этапу формирования складчатой структуры Урала – на рубеже карбона – перми. В отношении природы самих доуралид Восточно-Уральской зоны нет единого мнения. Многие из них, по представлениям некоторых исследователей, могут быть обломками собственно Восточно-Европейского континента, которые могли быть отторгнуты на этапе позднепротерозойского или раннепалеозойского рифтогенеза и присоединились к нему вновь лишь в позднем палеозое на герцинском коллизионном этапе развития орогена. С определенной долей уверенности такую модель можно принять для Зауральского массива, в пределах которого есть согласованные с платформой осадочные комплексы позднего докембрия – кембрия и присутствует ордовикский рифтогенный комплекс синхронный индикаторам раскола коры в Западно-Уральской зоне. Зауральская зона – наиболее восточная и наиболее погруженная область распространения палеозоид. Характерной чертой является присутствие позднепалеозойских вулканоплутонических комплексов. Преимущественным развитием пользуются позднедевонско–каменноугольные известково-щелочные вулканиты (Валерьяновский пояс), отвечающие активной окраине КиргизскоКазахстанского супертеррейна. Пояс образован андезитами, андезибазальтами, дацитами и прорывающими их диоритами и гранодиоритами. С запада он сопровождается офиолитами и островодужными комплексами силура и девона, которые рассматриваются в качестве образованного во фронте субдукционного меланжа. К востоку, в тылу пояса развиты карбонатные и карбонатно-терригенные отложения верхнего девона и нижнего карбона, ниже которых залегают красноцветные осадочные и вулканические породы сопоставимые с отложениями Центрального Казахстана. Согласно вышесказанному, общую структуру Урала можно представить образованной из двух структурных комплексов: нижнего “автохтонного” (доуральского – докембрийского) и верхнего “аллохтонного” (уральского – палеозойского). К нижнему структурному комплексу принадлежит фундамент Восточно-Европейской платформы, вместе с залегающим на нем неопротерозойским чехлом осадков пассивной континентальной окраины, а также позднедокембрийским аккреционноколлизионным комплексом Центрально-Уральского пояса. Верхний структурный комплекс образован тектоническими чешуями океанических и островодужных ассоциаций, которые надвинуты на доуральскую окраину Восточной Европы. Складчатое сооружение Урала возникло на месте палеозойского океана, эволюции которого предшествовал Доуральский (Палеоуральский) цикл, закончившийся кадомской орогенией и ростом континентальной коры на рубеже докембрия – кембрия. Некоторые исследователи придерживаются точки зрения, что палеозойский бассейн Уральского океана не является новообразованным, а унаследован от Доуральского, формирование которого сопоставляют с расколом докембрийского суперконтинента. Таким образом, в геологической истории Уральского региона можно выделить четыре главных тектонических этапа: Доуральский этап – связанный с эволюцией Палеоуральского океана, его полным закрытием или крупным аккреционным событием, приведшим к интенсивному росту континентальной коры в обрамлении раннедокембрийской Восточно-Европейской глыбы в конце докембрия. Уральский океанический этап – связан с раннепалеозойским ростом океанического ложа с рубежа позднего кембрия – ордовика и формированием обширной пассивной окраины Восточно-Европейского континента. Уральский субдукционный этап – отвечает трансформации преобладающих условий пассивной окраины в активную с образованием, начиная с девона, островодужных систем, выдвинутых в океан. Уральский коллизионный этап – отвечает столкновению Восточно-Европейской континентальной окраины с Сибирским континентом и Киргизско-Казахстанским супертеррейном в позднем карбоне – перми и повсеместному герцинскому орогенезу. Об этом свидетельствует массовое внедрение гранитоидных батолитов, региональный метаморфизм с формированием гранитогнейсовых куполов в западной части Урала. Возраст большинства массивов оценивается в 290 – 250 млн. лет. Перед фронтом Уральских гор был сформирован глубокий Предуральский краевой прогиб, куда поступали продукты эрозии. Мезозойско-кайнозойская история региона связана с постепенным разрушением орогена, пенепленизацией и формированием кор выветривания. ПАЙХОЙ НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Регион представляет сложно построенное складчатое сооружение, расположенное между седиментационными бассейнами шельфовых акваторий Баренцева и Карского морей, на северном продолжении Урала. Структурный рисунок области определяется дугообразной конфигурацией сложного комплекса складчатых и дизъюнктивных структур, огибающих впадину Карского моря, а также тем, что осадочные комплексы, переработанные раннекиммерийским тектогенезом (перед юрой), формировались на различном основании, принадлежащем двум разновозрастным плитам. На архипелаге обособляются два протерозойских блока – южный неопротерозойский (кадомский возраст консолидации) и северный мезопротерозойский (гренвильский возраст консолидации). Границей между ними служит зона Байдарацкого разлома. Южная и северная части Новой Земли характеризуются также различным строением палеозойско-раннемезозойского осадочного комплекса. На тектонической карте полоса раннекиммерийской складчатости, протягивающаяся в северо-западном направлении через Пай-Хой – Вайгач – южную часть архипелага, накладывается на позднедокембрийские структуры Печорской плиты. Средняя и северная часть Новой Земли располагается на переработанном киммерийской складчатостью блоке мезопротерозойской Свальбардской (Баренцевоморской) плиты. Южноновоземельский сегмент. В основании Южноновоземельского сегмента области лежит комплекс неопротерозойского возраста, складчатые формы которого образованы кадомским тектогенезом. В строении комплекса преобладают метаморфизованные терригено-карбонатные отложения, подчиненно развиты вулканогенные отложения с маломощными силлами и дайками габбрового состава. Выходы основания наиболее полно представлены на Пай-Хое, Вайгаче и на юге ЮжноНовоземельского острова в пределах Пайхойского, Вайгачско-Южноновоземельского поднятий (Южноновоземельская антиформа). Докембрийский фундамент южной части области резко несогласно перекрыто деформированными осадками от ордовика до нижнего триаса. Североновоземельский сегмент. Североновоземельская часть включает единый неопротерозойско-раннемезозойский комплекс, залегающий непосредственно на гренвильском кристаллическом фундаменте Свальбардской плиты. Крупный выход докембрийских отложений, протяженностью до 100 км находится на северо-западном побережье Северного острова. Толщи представлены слабометаморфизованными (до филлитов) песчано-глинистыми отложениями, содержащими поздненеопротерозойские микрофоссилии, и перекрываются слоями с останками кембрийских трилобитов. Граница между протерозоем и палеозоем согласная, постепенная. Флишоидные и сланцевые формации верхнего докембрия вместе с перекрывающими их граптолитсодержащими толщами кембрия-силура образуют единый структурновещественный комплекс, состоящий из флишоидных глубоководных формаций неопротерозоя – среднего ордовика и флишоидно-молассоидных известково-глинистых формаций верхнего ордовика – силура. Различие в докембрийской тектонической истории в существенной мере повлияло на палеозойский этап геологического развития региона. В течение кембрийского периода на юге архипелага существовало пенепленизированное поднятие. Кембрий здесь отсутствует и отложения его либо смыты, либо не отлагались; отсутствует или слабо развита ордовикская моласса. В это время на севере продолжал развиваться заложенный еще в конце позднего неопротерозоя прогиб, заполнение которого молассоидными и ритмичными флишоидными формациями продолжалось до конца силура. В южных частях региона в ордовике – силуре накапливались мощные толщи мелководных карбонатных и терригенно-карбонатных шельфовых осадков. Карбонатное шельфовое осадконакопление продолжалось здесь до середины позднего карбона. В среднем девоне произошло разделение палеобассейнов с образованием двух зон с различными условиями осадконакопления. На востоке и в центральной части формировался глубоководный прогиб, в котором накапливались батиальные карбонатно-кремнисто-глинистые осадки. На юго-западе и западе сохранялась область мелководного карбонатного осадконакопления. Заложение прогиба сопровождалось базитовым магматизмом с петрохимическими особенностями современных океанических толеитов, синхронного с процессами рифтогенеза в Тимано-Печорском регионе, на Пай-Хое и в акватории Баренцева моря. На протяжении второй половины карбона – перми на севере Новой Земли формировались маломощные прибрежно-морские карбонатно-терригенные толщи. На остальной территории осадконакопление к концу карбона повсеместно становилось глубоководным. В поздней перми глубоководный прогиб начал заполняться обломочным материалом, поступавшим в большом количестве с Уральского орогена. К середине триаса прогиб завершил свое развитие. На рубеже триаса – юры весь регион испытал мощные деформации и складчатость, сопровождавшиеся внедрением гранитоидов. На границе мела – палеогена образовалась Карская астроблема – одна из крупнейших в мире импактных структур. Таким образом, сопоставление геологических комплексов юга и севера Новой Земли иллюстрирует их существенное отличие в строение разрезов, несмотря на внешнее сходство составов. Наиболее существенным отличием является несогласное налегание ордовикских толщ на неопротерозойские (с выпадением кембрия из разреза) и их различный вещественный состав на юге; в противоположность – непрерывность разрезов неопротерозоя – палеозоя при их общей близости состава на севере. Глава III. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА И СТРУКТУРЫ ЕЕ ОБРАМЛЕНИЯ СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА Сибирская платформа занимает центральное место в структуре Северной Азии и располагается в междуречье крупнейших рек Восточной Сибири – Енисея и Лены. В плане Сибирская платформа имеет форму неправильного многоугольника, несколько расширяющегося к югу. Границы древней платформы и территории распространения кратонных образований часто не совпадают. Континентальные окраины заняты в различной степени деформированными отложениями платформенного типа и обрамляются аккреционно-коллизионными структурами, нарастившими эту окраину в различное время – от неопротерозоя до мезозоя. Проблема проведения границ Сибирской платформы целиком связана с различным пониманием соотношения недеформированных платформенных отложений, деформированных отложений пассивных континентальных окраин и обрамляющих складчато-покровных поясов. Здесь предлагается один из возможных вариантов. Юго-восточная граница платформы совпадает с Монголо-Охотским швом, отделяющим раннедокембрийские кристаллические комплексы Алдано-Станового выступа фундамента от складчатых сооружений Монголо-Охотского пояса сформированного в конце юры - раннем мелу. К западу, поля развития раннедокембрийских образований этого щита «теряются» среди палеозойских гранитоидных батолитов Байкальской складчатой области. В качестве границы их распространения принимается условная субмеридиональная линия, продолжающая к югу Жуинский разлом. В пределах Северного Прибайкалья платформу ограничивают покровные комплексы Северо-Байкальской или Патомской структурной дуги. Эта территория занята преимущественно неопротерозойскими осадочными сериями шельфовой окраины Сибири. Южнее располагается Байкало-Муйский аккреционный пояс, отделяющий структуры кратона от складчатых сооружений Байкальской области. Юго-западную окраину древнего континентального массива формируют докембрийские структуры Саяно-Енисейской области. В качестве ясной границы можно назвать Главный Саянский и Приенисейский разломы, вдоль которых к кратону примыкают неопротерозойский Приенисейский и раннекаледонский Алтае-Саянский аккреционные пояса. Вся западная окраина платформы перекрыта мезозойскокайнозойский осадочным чехлом Западно-Сибирской плиты. Здесь на основе геофизических данных ее ограничивают долиной р. Енисей. На севере Сибирская платформа обрамлена складчато-надвиговыми структурами ТаймырскоСевероземельской области. Сама структурная граница вновь погребена под осадками эпипалеозойского бассейна, формирующего здесь крупный Енисей-Хатангский прогиб, и находится, приблизительно, в осевой его части. За восточную границу платформы принимаются передовые надвиги Верхоянской покровной области, во фронте которых сформирован Предверхоянский краевой прогиб. Фундамент Сибирской платформы. Архейско-палеопротерозойский фундамент платформы состоит из двух крупных блоков (супертеррейнов): Алдано-Станового и Ангаро-Анабарского, сшитых в конце палеопротерозоя Акитканским поясом. Западную окраину кратона формирует протяженный Ангарский пояс гренвильского возраста. Выступом Аладано-Станового блока фундамента является крупнейший на платформе одноименный щит, занимающий ее юго-восточную часть. В строение щита участвуют два главных тектонических элемента: Алданский мегаблок, занимающий северную его часть, и Становой мегаблок, расположенный южнее. Алданская глыба разбита субмеридиональными разломами на четыре тектонических элемента. Гранит-зеленокаменные области представлены на западной окраине Чара-Олекминским террейном и на восточной окраине Батомгским террейном. Расположенная между ними Алдано-Учурская (Центрально-Алданская) гранулитгнейсовая область состоит из двух террейнов: Западно-Алданского и ТимптоноУчурского (Восточно-Алданского). В пределах Алдано-Учурской области распространены плутонические породы тоналит-трондъемитового состава. Подчиненное значение принадлежит двум супракрустальным толщам. Первая сложена высокоглиноземистыми сланцами и кварцитами, т.е. метаморфизованными «зрелыми» осадочными породами продуктами переотложения древних кор выветривания. Для второй типичными являются основные кристаллосланцы, метаграувакки, метапелиты и железистые кварциты. Первичными породами были вулканиты основного состава и алеврито-глинистые осадки с прослоями карбонатов. Породы претерпели как минимум две эпохи регионального амфиболитового и гранулитового метаморфизма в позднем архее и палеопротерозое. Полям развития указанных комплексов свойственны гранитогнейсовые купола, овальной и неправильной в плане формы диаметром десятки километров, в ядрах которых вскрываются граниты и мигматиты. Время формирования континентальной коры Алдано-Учурской области традиционно считается древнейшим: в интервалах 3.8 – 3.5 (Западно-Алданский террейн) и 3.3 – 3.2 млрд. лет (Тимптоно-Учурский террейн). Появившиеся в последнее время прецизионные изотопные данные свидетельствуют, что возникновение гранитогнейсовых куполов, как отражение коллизионных процессов, связанных с формированием внутренней структуры области, отвечает палеопротерозою – 2.2 – 2.0 млрд. лет. Строение гранит-зеленокаменных областей Алданского мегаблока (ЧараОлекминский и Батомгский террейны) отличается большим разнообразием. В составе зеленокаменных поясов, простирающихся в меридиональном направлении, преобладают вулканиты основного, реже среднего и кислого составов, метаморфизованные в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Распространены также метаосадочные породы – преобразованные гравуакки, пелиты, карбонаты и железистые кварциты. Названный комплекс, выполняет узкие прямолинейные прогибы, обладающие всеми признаками структурных швов. Его формирование связывают с эволюцией океанических бассейнов, разделявших гранулито-гнейсовые террейны. Последние сложены преимущественно среднеархейскими (3.3 – 3.2 млрд. лет) диорит-тоналитами, монцодиоритами, гранулитами, кристаллическими сланцами, гнейсами. Полученные изотопные датировки указывают на дискретный характер формирования коры региона. Первые признаки амальгамации сиалических масс в пределах Чаро-Олекминского террейна проявляются 3.0 – 2.9 млрд. лет назад. Кульминационные метаморфические события, связанные, вероятно, с коллизионным этапом и формированием основной структуры гранит-зеленокаменной области, отвечает интервалу 2.8 – 2.6 млрд. лет. Особое строение имеет Становой мегаблок. Наряду с архейскими породами, метаморфизованными в гранулитовой фации, широко распространены комплексы амфиболитовой фации метаморфизма. Здесь по структурным особенностям, особенностям состава метаморфических комплексов выделяют три террейна: ЗападноСтановой гранулит-амфиболитовый террейн, Восточно-Становой гранитзеленокаменный террейн и Чогарский гранулит-амфиболитовый террейн. Однако отличительной особенностью Станового мегаблока является многократная тектономагматическая переработка, которая продолжалась здесь вплоть до кайнозоя. Наиболее интенсивно эти события проявлены на позднеюрском – раннемеловом этапе и вызваны субдукционным процессами со стороны Монголо-Охотского подвижного пояса. Формирование структуры Алдано-Станового супертеррейна в результате сближения континентальных блоков и закрытия океанических бассейнов в основном была завершена в свекофеннскую тектономагматическую эпоху – около 1.9 – 1.8 млрд. лет назад. Этому этапу отвечает широко проявленный гранитоидный магматизм, оформление зон тектонического меланжа (Становая, Амгинская, Тыркандинская системы), которые характеризуются признаками, присущими коллизионным швам на границах архейско-палеопротерозойских террейнов. К палеопротерозойским комплексам Алдано-Станового щита также относятся толщи удоканской серии, выполняющие одноименный прогиб на юго-западе Чара-Олекминской области. В качестве основной причины заложения этой впадины предполагают рифтогенез на рубеже 2.2 млрд. лет. Ее выполняет мощная (до 12 км.) толща красноцветных, континентальных, обломочных пород. Нижняя часть толщи метаморфизована в условиях зеленосланцевой и отчасти амфиболитовой фаций и деформирована гранитогнейсовыми куполами, возникшими за счет ремобилизации архейского субстрата. Время метаморфизма 1.9 – 1.85 млрд. лет соответствует коллизионному этапу становления структуры Алдано-Станового супертеррейна. Этому же времени отвечает внедрение гранитов Кодарского массива, интрудирующего осадочные комплексы Удоканского прогиба. К палеопротерозойским комплексам кратона также принадлежат вулканические пояса: Акитканский, прослеживающийся в Приморском хребте вдоль западного побережья оз. Байкал, и Улканский, расположенный на восточной окраине Алданского мегаблока. Акитканский пояс является эталоном протерозойских известково-щелочных вулканических поясов. Он сложен андезитами, трахитами, трахиандезитами, игнимбритами, порфиритами, многочисленными туфогенными образованиями, которые ассоциируют с грубообломочными вулканогенно-обломочными толщами молассоидного облика, что позволяет сравнить его с вулканоплутоническими поясами активных континентальных окраин. Акитканский пояс фиксирует окраину АнгароАнабарской глыбы и свидетельствует, что в палеопротерозое она была отделена от Алдано-Станового супертеррейна. Формирование пояса завершилось анорогенным магматизмом около 1.8 – 1.7 млрд. лет назад. Крупным выступом Ангаро-Анабарского блока фундамента является, расположенный на северо-востоке, Анабарский щит. В его строении принимают участие архейские гранулит-гнейсовые ареалы (Маганский и Далдынский террейны), палеопротерозойские комплексы континентальных окраин (Хапчанская террейн) и коллизионные зоны (Маганская, Котуйканская, Билляхская). Маганский тоналит-трондъемито-гнейсовый террейн выделятся в западной части щита. Он сложен биотитовыми, биотит-амфиболовыми ортогнейсами, присутствуют прослои метакарбонатов и кварцитов. Далдынский эндербито-гнейсовый террейн занимает центральную часть щита, ограничен с запада Котуйканской, а с востока Биляхской зонами меланжа и рассечен почти посередине Главным Анабарским разломом сдвиговой кинематики. Террейн сложен, в основном, первично извержеными эндербитами и основными кристаллическими сланцами, в меньшей степени развиты метаосадочные породы: кварциты, доломиты. Возраст протолита пород Далдынского террейна оценивается в 3.1 млрд. лет. Гранулитовый метаморфизм и синхронные деформации охватили породы субстрата обоих террейнов на уровне 2.8 млрд. лет назад и сопровождались формированием чарнокит-эндербитовых ареалов. Расположенный на востоке Хапчанский террейн сложен в основном палеопротерозойскими метаморфизованными осадочными породами: известняками, доломитами, граувакками и мергелями. Такие породные ассоциации указывают на мелководные, шельфовые обстановки палеопротерозойской пассивной континентальной окраины. Метаморфизм хапчанской серии достигает гранулитовой фации. Возраст метаморфизма оценивается в 2.0 – 1.9 млрд. лет, а модельный возраст протолита не древнее 2.4 млрд. лет. Архейские эндербиты и кристаллические сланцы основания террейна, аналогичные породам Далдынского блока обнажены очень фрагментарно. Хапчанский комплекс распространен к востоку от Анабарского щита и выступает на поверхность в вершине Оленекского свода. Структура Котуйканской и Билляхской коллизионных зон, сшивающих гранулитгнейсовые террейны, представлена серией субпараллельных разломов сдвиговонадвиговой кинематики. Внутри этих зон в виде крупных тектонических отторженцев залегают блоки гранулитов, анортозитов, сопровождаемых пироксенитами с возрастом 2.1 млрд. лет. Вмещающим матриксом являются разнообразные катаклазиты, бластомилониты амфиболитовой фации, сопровождающие их мигматиты и автохтонные граниты с возрастом 1.9 – 1.8 млрд. лет. Маганский комплекс по геофизическим данным простирается под чехлом платформы на запад до Саяно-Таймырского разлома, рассекающего весь Сибирский кратон в меридиональном направлении вплоть до оз. Байкал. Западнее этого разлома в составе Ангаро-Анабаркого супертеррейна обосабливают Тунгусский мегаблок, породы которого обнажены вдоль юго-западной – Присаянской периферии кратона (Шарыжалагайский выступ). Фактически Шарыжалгайский выступ, как и прилегающие структуры Ангарского пояса, участвуют в структуре Восточно-Саянского орогена и будут рассмотрены ниже (см. раздел Саяно-Енисейская складчато-покровная область), но имеют самое непосредственное отношение к фудаменту платформы. Авлакогенная стадия. Структурный план мезопротерозойсконеопротерозойского яруса платформы характеризуется наличием обширных плоских прогибов и поднятий, на фоне которых существовали более глубокие узкие грабеноообразные впадины и, таким образом, приурочен к авлакогенам. Позднепротерозойские внутриконтинентальные рифтовые структуры образуют в теле кратона довольно сложную сеть. Они выклиниваются к центру и, напротив, открываются в сторону периферических подвижных поясов. Наиболее ярко авлакогены представлены на севере платформы: Уджинский, Маймечинско-Котуйский, ТуруханоНорильский. Обширный бассейн, связанный с Северо-Тунгусской системой грабенов, был сформирован на месте будущей Тунгусской синеклизы. На юге кратона относительно мелкие грабеновые прогибы формируют сложные системы Иркинеевского, Предпатомского, Учуро-Майского районов. Устойчиво приподнятым в течение этого времени оставался Алданский щит. Собственно грабены заполнены характерной грубообломочной серией с локальными проявлениями щелочного вулканизма, которая вверх по разрезу постепенно сменяется мелководно-морскими песчано-глинистыми и карбонатными толщами. Последние повсеместно доминируют в разрезе, формируя обширные осадочные бассейны вдоль окраин кратона. Таким образом, мезопротерозойско-неопротерозойское осадконакопление не ограничивалось рифтовыми трогами, а распространялось за его пределы, что является отличительной особенностью авлакогенной стадии эволюции Сибирской платформы. К концу неопротерозоя периферические зоны кратона оформились в качестве развитых пассивных окраин. На современном эрозионном срезе породы этого этапа можно наблюдать на восточном склоне Алданского щита, в обрамлении Анабарского и Оленекском поднятиях, в пределах Турухано-Игарской области, Предпатомском прогибе, на востоке Саяно-Енисейской полосы складчатых структур. Восточно-Сибирская плита. Структурный план венд-нижнепалеозойского яруса и перераспределение ареалов осадконакопления неразрывно связано с эвстатическим колебаниями уровня мирового океана и тектоническими событиями на окраинах континента, т.е. с формированием обрамляющих платформу подвижных поясов. Первые признаки такой перестройки отчетливо проявились на юго-западе кратона и привели к появлению барьеров суши на Енисейском кряже, в Присаянской и Прибайкальской полосе. В осадочных разрезах платформы это выразились в угловых несогласиях в основании венда. Вендско-кембрийское время характеризуется широкой трансгрессией моря. Осадочные комплексы этого возраста перекрывают обширные пространства, формируя базальную часть разреза Восточно-Сибирской плиты – истинного чехла платформы. В основании залегают конгломераты, гравелиты, песчаники, постепенно сменяющиеся мелководно-морскими и лагунными терригеннокарбонатными и гипсово-доломитовыми осадками. Отложения ордовика обычно согласно залегают на кембрии, но распространены менее значительно. С конца ордовика и в силуре отмечается этап регрессии. Погруженными оставались ОлекмоТунгусская и Приверхоянская области платформы. Поднятие выросло вдоль СаяноБайкальской окраины, что связано с формированием раннекаледонского орогена на юго-западной периферии платформы. Для отложений этого периода времени характерно сочетание мелководных карбонатных (известняки, доломиты, мергели), в меньшей степени - терригенных (аргиллиты, граптолитовые сланцы, реже алевролиты), а также сульфатных пород. Новый этап в развитии Восточно-Сибирской плиты начался в девоне и вновь связан с эпизодом континентального рифтогенеза, результатом которого стало заложение Вилюйской системы грабенов. Сформированный над авлакогенами обширный осадочный бассейн унаследовано развивался вплоть до конца мезозоя, оформив в итоге структуру Вилюйской синеклизы. В позднепалеозойском разрезе плиты преобладают терригенные отложения. Для авлакогенной стадии – в девоне, характерно развитие интрузий и покровов субщелочных базальтов, а также соленосных отложений. Как самостоятельный структурный комплекс Восточно-Сибирской плиты выделяют каменноугольные, пермские и триасовые отложения Тунгусской синеклизы. Формирование впадины на месте Тунгусской синеклизы связано с растяжением и утонением континентальной коры над обширной горячей точкой в мантии. Основание разреза впадины представлено терригенными породами тунгусской серии, насыщенной пластами каменных углей. К поздней перми она сменяется туфогенными отложениями и далее следует мощный трапповый комплекс поздней перми – раннего триаса, сформированный в результате функционирования крупнейшего плюма. Из других проявлений внутриплитного магматизма на территории Сибирской платформы известны позднедокембрийские щелочно-ультраосновные массивы в районе Уджинского авлакогена, а также в пределах Алданского щита. Широко представлены фанерозойские трубки взрыва и дайки, выполненные кимберлитами, в том числе алмазоносными. Внедрение этих тел соответствует трем эпохам: конец девона, середина триаса и ранний мел. Они приурочены к строго определенным районам, главными из которых являются Тунгусско-Вилюйская седловина, краевая часть Оленекского поднятия и юго-восточный склон Анабарского массива. История мезозойско-кайнозойского этапа развития Сибирской платформы началась с триасового рифтообразования в ее северо-западном обрамлении. Сформированные обширные осадочные бассейны Западной Сибири, включая ЕнисейХатангский прогиб, захватили прилегающие опущенные края платформы. В результате домезозойские платформенные комплексы и ее северо-западная граница оказались погребены под отложениями молодой Западно-Сибирской плиты. На востоке платформы продолжал развиваться Вилюйский бассейн. В конце мезозоя в связи с коллизионными процессами произошло формирование складчато-покровных структур Верхоянской области, а во фронте надвигов был образован Приверхоянский краевой прогиб, оформивший восточную границу платформы. К началу кайнозоя произошло осушение большей части территории платформы и ее превращение в денудационную равнину. БАЙКАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТО-ПОКРОВНАЯ ОБЛАСТЬ Геологические комплексы Байкальской складчато-покровной области занимают обширную территорию к востоку от оз. Байкал до бассейна р. Витим. Тектоническая структура области глубоко вдается в тело Сибирской платформы между Ангарским и Алдано-Становым блоками ее фундамента и выражена рядом продольных зон дугообразной формы. По аналогии с Уралом здесь можно выделить внешние зоны, генетически связанные с платформой и внутренние формирование которых обязано внутренним частям океанического бассейна. Внешние зоны. Территория Патомского нагорья занята Байкало-Патомской покровной зоной и сложена осадочным платформенным комплексом. Разрез имеет характерный для Сибири терригенно-карбонатный тип и представлен непрерывной последовательностью от позднего мезопротерозоя до кембрия, а местами даже до ордовика и силура, несогласно перекрывающей раннедокембрийский кристаллический фундамент. Наиболее распространенные позднедокембрийские толщи объединяются в патомскую серию, состоящую из трех седиментационных циклов, каждый их которых начинается с конгломератов и заканчивается флишоидными отложениями с известняками и доломитами. В структурном плане зона представляет моноклиналь или осадочный клин, утолщающийся в сторону внутренней части дуги. В этом же направлении мелководные шельфовые фации осадков постепенно сменяются глубоководными флишеподобными (Бодайбинский прогиб). Единственным отличием осадочных комплексов Байкало-Патомской зоны от платформенных отложений является то, что они смяты в серию линейных складок, опрокинутых в сторону платформы. Западным аналогом можно считать осадочные комплексы Прибайкальского прогиба. С внутренней стороны к Байкало-Патомской зоне примыкает Чуйско-Тонодская зона поднятий, представленная Чуйским, Тонодским и Нечерским поднятиями. Они сложены типичными для Сибирского кратона метаморфическими ассоциациями, включающими серые гнейсы и гранитзеленокаменные комплексы, и рассматриваются как его выступы. В юго-западной части раннедокембрийские кристаллические комплексы перекрыты субщелочными вулканитами Акитканского пояса, сформированного в конце раннего протерозоя. Южнее зоны поднятий располагается Бодайбинский прогиб, переходящий к юго-западу в более узкий Мамский (Бодайбинско-Мамская зона). Прогибы сформированы над наиболее окраинной частью Сибирского кратона и выполнены мощной толщей позднепротерозойских терригенных пород с редкими горизонтами карбонатов в средней части разреза. Фактически разрез представляет фациальный аналог патомской серии, отмечающий смену шельфа континентальным подножием. Таким образом, вся внешняя часть складчатой области в геодинамическом отношении соответствует окраинно-континентальному осадочному бассейну, структуры которого деформированы в позднем неопротерозое. Причем деформированность комплекса уменьшается на север постепенно, стирая грань между деформированным и недеформированным плитным комплексом Сибири. Внутренние зоны. Важным отличием структуры внутренней части Байкальской складчатой области является отсутствие единого раннедокембрийского фундамента. Эти районы представляют собой коллаж террейнов, которые были аккретированы к Сибирскому кратону в конце докембрия и в палеозое. Байкало-Муйская аккреционная зона занимает северную, примыкающую к Сибирскому кратону, область. Наиболее древними образованиями зоны являются архейско-палеопротерозойские гнейсы и гранитогнейсы Муйского кратонного террейна. Раннедокембрийская кристаллическая глыба окружена со всех сторон офиолитами, которые продолжаются до Байкала, образуя пояс, рассматриваемый как Парамский океанический террейн. Офиолиты включают гипербазиты, габбро, базальты и глубоководные кремнисто-глинистые породы, датируемые поздним мезопротерозоем и ранним неопротерозоем (около 1.0 млрд. лет). Они рассматриваются в качестве фундамента островной дуги, субдукционный комплекс которой объединяют в Килянский террейн. В составе комплекса преобладают туфы и лавы риолитов, андезитов, базальтов, а также габбро и плагиограниты. С ними тесно ассоциируют вулканогенно-обломочные, олистостромовые комплексы, формирование которых, вероятно, происходило в условиях задуговых или преддуговых бассейнов Килянской дуги. В Северо-Байкальском районе эти толщи слагают Олокитский прогиб, на востоке пояса – Делюн-Уранский. Трансформация окраины в активную, по имеющимся изотопным данным, могла произойти в середине неопротерозоя – около 850 – 800 млн. лет назад, второй пик магматической активности приходится на 750 – 650 млн. лет. Названные террейны Байкало-Муйской зоны с угловым и стратиграфическим несогласием перекрыты вендскими терригенными и кембрийскими преимущественно карбонатными отложениями, которые сохранились в виде изолированных фрагментов (Верхнеангарского, Муйского, Уакитского), видимо, некогда единого осадочного чехла. Сходство кембрийской фауны этого чехла с фауной Сибирской платформы, подтверждает общность их системы осадконакопления в едином морском бассейне. Эти факты являются решающими в определении времени причленения БайкалоМуйского аккреционной системы к кратону на рубеже венда. Нарастив Сибирскую окраину, в позднем венде и далее в раннем палеозое область формировала часть окраинно-континентального бассейна. Баргузино-Витимская зона расположена южнее Байкало-Муйского аккреционного пояса. В пределах этой территории господствуют гранитоиды АнгароВитимского батолита. Стратифицированные отложения сохранились в виде разного размера ксенолитов и в провесах кровли. Наиболее крупным реликтом является поле распространение метаморфических пород, выделяемых в Баргузинский террейн. В пределах террейна отмечаются глубокометаморфизованные породы раннедокембрийского облика: гнейсы, сланцы, мрамора, амфиболиты. На этом основании Баргузинский террейн долгое время рассматривали как микроконтинент. Сегодня установлено, что высокометаморфизованные отложения центральной части Баргузинского хребта по простиранию переходят в слабометаморфизованные толщи, которые считались ранее рифейскими. Сегодня обосновывается их более молодой, венд – кембрийский возраст. Изотопное датирование показывает, что метаморфизм также имеет не докембрийский, а ордовикско-силурийский возраст. Таким образом, сам террейн в современной интерпретации считается турбидитовым и слагает фрагмент раннепалеозойской аккреционной зоны. Южный фрагмент этой зоны представлен Икатским турбидитовым террейном. В его строении значительную роль играют карбонатные отложения кембрия, фаунистически охарактеризованные в большинстве разрезов. Наряду с ними широко распространены терригенные и вулканогенноосадочные отложения дискуссионного возраста. В разных стратиграфических схемах они относятся то к позднему протерозою, то к раннему палеозою. В последнее время появились сведения о девонском возрасте ряда разрезов. Обращает на себя внимание такая особенность Баргузинского и Икатского террейнов, как присутствие основных пород, иногда ассоциирующих с ультраосновными в виде мелких ксенолитов и массивов, расположенных беспорядочно по всей площади. Раннепалеозойский возраст этих образований подтверждается результатами изотопного анализа. Тем не менее, в пределах Баргузино-Витимской аккреционной зоны можно предполагать блоки с типичной раннедокембрийской корой. К таким блокам можно отнести Амалатскую и Гаргинскую метаморфические глыбы. Таким образом, состав и структурное положение обозначенных выше комплексов указывают на то, что формирование позднедокембрийско-раннепалеозойских комплексов Баргузино-Витимской зоны связано, скорее всего, с обстановками задугового бассейна, в пределах которого могли находиться мелкие кратонные блоки. Ордовикская аккреция островной дуги вызвала деформацию структур этого бассейна и последующий существенный метаморфизм во фронте складчатого пояса, т.е. в пределах Баргузинского террейна. Синхронные деформации затронули и внешние структуры области вплоть до Байкало-Патомской зоны. К структурам островной дуги следует отнести полосу раннепалеозойских отложений, протягивающуюся цепочкой среди гранитоидов Ангаро-Витимского батолита вдоль р. Уды на северо-восток до р. Витим. Их объединяют в составе УдиноВитимской (Еравнинской) зоны. В состав типичной островодужной формации входят базальты, андезиты, дациты, туфы, конгломераты, биогермы археоциатовых известняков. Юго-западным продолжением Еравнинской островной дуги могут быть вулканогенные образования Джидинской зоны и Таннуольско-Хамсаринские палеоостроводужные комплексы Тувинского региона. Ранее считалось, что тектонический процесс, связанный с эволюцией островодужной системы, венчает ордовикская фаза становления Ангаро-Витимского батолита, который почти полностью уничтожил первоначальную структуру складчатой области. В составе этого ареал-плутона преобладают гранодиориты, биотитовые и лейкократовые граниты. В соответствие с полученными в разное время геохронологическими данными, выявляли присутствие гранитоидов поздненеопротерозойского, кембрийско-ордовикского и позднепалеозойского возрастов. По современным оценкам, несомненно, преобладают позднепалеозойские комплексы, что ставит под сомнение наличие более ранних этапов гранитообразования. Предполагается, что формирование батолита произошло в позднем карбоне – перми в результате вовлечения вмещающего сегмента земной коры в зону воздействия мантийного плюма и последующего корового анатексиса. Таким образом, АнгароВитимский батолит по возрасту формирования может быть существенно оторван от времени каледонской орогении. Современная дугообразная форма структур Байкальской области, несомненно, имеет вторичное происхождение. Однако надежных данных о времени формирования этой формы нет. Предполагается, что изгиб произошел в среднем палеозое, вероятно, в девоне. В пользу этого свидетельствует характер деформаций отложений кембриясилура Сибирской платформы. А также ярко выраженное структурное несогласие в начале девона и кардинальная смена характера осадконакопления с карбонатного на терригенное. Деформации могли стать следствием правостороннего смещения АлданоСтанового блока коры относительно Ангаро-Анабарского вдоль Жуинского сдвига. Однако более вероятной причиной является столкновение континентальной окраины с иным континентальным массивом, остатки которого предполагаются в пределах Яблоново-Селенгинской складчатой системы Забайкалья. БАЙКАЛЬСКИЙ КАЙНОЗОЙСКИЙ РИФТОВЫЙ ПОЯС Байкальский рифтовый пояс протягивается на расстояние 1500 км, пересекая разновозрастные структуры Байкальской складчатой области, Восточно-Саянского орогена, Тувинских структур Алтае-Саянской складчатой области и продолжаясь в Северной Монголии. Пояс представлен серией грабеновых структур северо-восточного простирания, разделенных новейшими горстовыми поднятиями. Центральное место занимает глубоководная впадина оз. Байкал, которая Академическим хребтом, протягивающимся от о-ва Ольхон до п-ова Святой нос, делится на Южную и Северную котловины. К западу от Байкала расположены Тункинская, Хубсугульская, Дархатская и серия более мелких впадин, которые являются западным продолжением рифтовой зоны. На северо-востоке полоса рифтовых структур продолжается Верхнеангарской, Муйской, Чарской, Токинской и кулисообразно расположенными Баргузинской и Баунтинской впадинами. Строение большинства впадин довольно однообразное. Как правило, они представляют ассиметричные грабены, ограниченные системами листрических сбросов. Северо-западные борта более крутые, чем юго-восточные. Ассиметричное строение указывает на то, что их образование может быть связано с крупноаплитудными сдвиговыми перемещениями, а сами впадины представляют присдвиговые структуры типа “pull-apart”. Большинство впадин характеризуется отсутствием магматических и вулканогенных комплексов и выполнены олигоценголоценовыми тонкообломочными речными, озерными и болотными осадками с прослоями диатомитов, мергелей и углистых пород, на разных уровнях разреза присутствуют и грубообломочные образования, указывающие на появление по бортам впадин интенсивно размываемых горных поднятий. Суммарная мощность отложений составляет от 0.5 до 5 км. Хотя впадины, преимущественно, амагматичные, тем не менее, синхронный их формированию вулканизм в пределах Байкальской рифтовой зоны проявлен достаточно ярко, но смещен к периферии рифтовой зоны. Выделяется несколько районов интенсивного вулканизма, где последние извержения происходили несколько сотен тысяч лет назад, в том числе Прихубсугулье, Тувинское нагорье, Восточный Саян, Хамар-Дабан, Витимское плоскогорье, Удоканский хребет. Начало вулканической деятельности датируется миоценом – около 25 млн. лет назад. Вулканические породы представлены преимущественно субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами, что типично для внутриплитного магматизма. В качестве основных причин кайнозойского рифтогенеза обычно называют коллизию Индостанской и Евроазиатской литосферных плит. Однако, структуры, подобные кайнозойской Байкальской рифтовой зоне отчетливо прослеживаются к югу, где широко представлены аналогичные присдвиговые грабеновые структуры, выполненные преимущественно мезозойскими континентальными грубообломочными толщами и продуктами внутриплитного магматизма. Причем довольно четко прослеживается удревнение впадин в направлении от Байкальской зоны на юг к Монголо-Охотской сутуре. С одной стороны формирование мезозойских впадин может быть обусловлено сложной геодинамической обстановкой на Сибирской окраине Евразийской плиты при закрытии Монголо-Охотского океанического бассейна. Она характеризовалась надвиганием континента на структуры Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего спрединговая зона этого бассейна оказалась перекрытой и, продолжая функционировать, обусловила образование зон «рассеянного» рифтогенеза и «распыленного» вулканизма вдоль континентальной окраины Сибири. Современным аналогом такой ситуации можно рассматривать калифорнийскую окраину Северной Америки. С другой стороны, основной причиной формирования грабеновых структур, как мезозоя, так и кайнозоя могут быть крупноамлитудные сдвиги левосторонней кинематики, связанные с “вращением” Сибирской платформенной области относительно Европейской по часовой стрелке. При таких сдвигах в пределах Забайкальской области возникают условия растяжения, что и выражается в формировании структур типа “pull-apart”. При этом наиболее удаленные от окраины Сибирского кратона области, “отставая” от общего перемещения, будут испытывать растяжение раньше, нежели приближенные к кратону. Полученные в последнее время палеомагнитные данные прямо указывают на реалистичность такой тектонической модели и оценивают масштабы мезозойских внутриплитных перемещений сотнями километров. САЯНО-ЕНИСЕЙСКАЯ СКЛАДЧАТО-ПОКРОВНАЯ ОБЛАСТЬ Территорию юго-западной окраины Сибирского кратона формируют докембрийские складчато-покровные структуры Саяно-Енисейской области, включающие три крупных сегмента: Восточно-Саянский (Присаянский), ЮжноЕнисейский и Северо-Енисейский (Заангарский). На юге области в пределах Присаянья западным ограничением рассматриваемых структур является ярко выраженная сдвиговая зона, приуроченная к Главному Саянскому разлому. Вдоль этой границы к описываемой территории примыкают палеозойские структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса, погружающиеся на севере (вдоль Енисейского кряжа) под мезозойско-кайнозойский осадочный комплекс Западно-Сибирской плиты. Сама граница хорошо прослеживается на север вдоль левого борта р. Енисей вплоть до Турухано-Норильской территории по исчезновению нескольких сейсмических поверхностей и уходит на большую глубину с падением плоскости сместителя на запад. Восточно-Саянский сегмент. Основу тектонической структуры территории Присаянья формируют Шарыжалгайский и Бирюсинский террейны. Шарыжалгайский террейн рассматривается, как поднятие фундамента Сибирской платформы и образован гранулит-гнейсовым комплексом архейско-палеопротерозойского возраста. В пределах Бирюсинского террейна преобладают палеопротерозойские гранулит-гнейсовые ассоциации, включающие гиперстеновые гнейсы, амфиболиты, гранулиты, высокоглиноземистые сланцы и мрамора, которые отделены от шарыжалгайских поясом палеопротерозойских гранит-зеленокаменных метаосадочных и метаосадочновулканогенных пород, составляющих Туманшетский и Урикский террейны. Поля развития последних структурно приурочены к грабенам, к числу которых также относится Онотский, расположенный внутри Шарыжалгайского террейна. Палеопротерозойские образования Урикско-Туманшетской полосы интрудированы гранитоидами саянского комплекса с геохимическими характеристиками постколлизионных гранитов и возрастом около 1.9 – 1.8 млрд. лет. Этот рубеж, вероятно, необходимо рассматривать в качестве основного этапа роста коры в регионе, как результат столкновения Бирюсинского террейна с шарыжалгайской окраиной Сибирского кратона. С восточной стороны к описанным метаморфическим террейнам примыкает Присаянский прогиб, где на палеопротерозойских образованиях несогласно залегают слабометаморфизованные неопротерозойские терригенно-карбонатные отложения, объединяемые в составе карагасской и оселковой серий, разделенных перерывом. Время и геодинамические условия формирования осадочной последовательности дискуссионны. Наиболее распространенным является вариант корреляции с байкальской серией Прибайкальского прогиба. Оселковая серия все чаще рассматривается в качестве вендской молассы. Карагасская толща имеет цикличнопостроенный разрез, формирование которого, несомненно, связано с окраинноконтинентальными морскими условиями. К дооселковым образованиям Присаянской полосы приурочены неопротерозойские дайки, силлы и маломощные штоки габбродолеритов, объединяемых в составе нерсинского субвулканического комплекса. Их формирование связано с условиями растяжения. Аналогичные дайковые серии устанавливаются в пределах Прибайкальского и Северо-Байкальского полей и на Енисейском кряже. К участку Главного Саянского разлома в пределах северо-западной части Восточно-Саянского сегмента приурочены пакеты тектонических пластин сложенных метавулканогенными породами островодужного генезиса предположительно поздненеопротерозойского возраста и структуры наложенного Агульского прогиба, заполненного несогласно залегающей на бирюсинской серии толщей нижнедевонских осадочно-вулканогенных пород. Последние представлены субщелочными разностями базальтов и риолитов, а также пестроцветными континентальными обломочными отложениями молассоидного облика. Их формирование отвечает режиму внтуриконтинентального рифтогенеза, который наиболее ярко проявлен к западу. С этим процессом связано заложение крупного прогиба в пределах Алтае-Саянской складчатой области (Минусинская система впадин). На севере протерозойские сооружения Восточно-Саянского сегмента погружаются под осадки наложенной Рыбинской впадины. Ее выполнение также представлено континентальной красноцветной молассой среднего девона – карбона, которая трансгрессивно перекрыта угленосными толщами юры. Сходное выполнение имеют Иркутско-Черемховская и Канская впадины в составе плитного комплекса юго-западной части Сибирской платформы. Рыбинская впадина территориально разграничивает структуры ВосточноСаянского и Южно-Енисейского сегментов складчато-покровной области. Южно-Енисейский сегмент. На юге Енисейского кряжа выделяют два крупных террейна. Восточная часть занята палеопротерозойскими гранулитами и амфиболитами Ангаро-Канского террейна. Наиболее широко распространены пироксеновые гнейсы, гранулиты, амфиболиты, биотитовые сланцы, присутствуют прослои кварцитов и мраморов. На востоке метаморфической глыбы размещен Таракский гранитоидный массив, образующий с метаморфитами Ангаро-Канского выступа единую структуру подчеркнутую постепенными переходами от гранитов к гранулитам через зону мигматизированных гнейсов. Региональный метаморфизм и формирование гранитоидов соответствует по времени становлению саянского комплекса. Следовательно, позднепалеопротерозойский этап роста коры Сибирского кратона фиксируется не только в пределах Восточно-Саянского сегмента, но и на юге Енисейского кряжа, а вероятно и далее вдоль всей западной окраины кратона. Сегодня эту структуру объединяют в качестве Ангарского пояса. Метаморфические комплексы Южно-Енисейского сегмента на востоке перекрывают неопротерозойские терригеннокарбонатные отложения Ангаро-Канского прогиба. По существу они идентичны отложениям Присаянского прогиба и надстраивают его в северном направлении. Западную – Приенисейскую часть Южно-Енисейского сегмента занимают неопротерозойские аккреционные структуры Предивинского террейна, надвинутые на восток и тектонически перекрывающие кристаллические образования Ангаро-Канского блока. В строении Предивинского террейна участвуют главным образом островодужные вулканогенно-осадочные образования, включающие фрагменты офиолитов, часто метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации. Активный этап островодужного вулканизма датирован 640 – 630 млн. лет, а этап аккреции дуги к кратону оценивается интервалом 620 – 600 млн. лет. Северо-Енисейский сегмент. Севернее Ангарского разлома, выраженного на геологической карте кайнозоем Нижнеангарской впадины, распространены структуры Северо-Енисейского (Заангарского) сегмента складчато-покровной области. В его строении участвуют преимущественно мезопротерозойско-неопротерозойские породы, составляющие Восточно-Ангарский, Центрально-Ангарский и Исаковский террейны. Восточно-Ангарский террейн интерпретируется как поднятие фундамента Сибирской платформы, повсеместно перекрытого позднепротерозойскими терригеннокарбонатными толщами, формировавшимися в условиях пассивной континентальной окраины. Центрально-Ангарский террейн также представлен в различной степени метаморфизованными терригенными и терригенно-карбонатными отложениями окраинно-континентального типа, которые перекрывают раннедокембрийские кристаллические комплексы. На большинстве геологических карт эти осадочные серии традиционно рассматривают в составе одних и тех же стратиграфических подразделений (тейская, сухопитская, тунгусикская серии). Однако такая интерпретация вряд ли может быть верной, поскольку Восточно- и ЦентральноАнгарский террейны разделены Рыбинско-Панимбинским офиолитовым поясом, приуроченным к Ишимбинскому надвигу. Наряду с гипербазитами и габброидами в его составе присутствуют пластины толеитовых базальтов с типичной подушечной отдельностью, аркозовые и кварцевые песчаники, комплекс параллельных даек. В некоторых районах различные члены офиолитовой ассоциации перемежаются с туфами и базальтами, предположительно островодужного генезиса. Возраст амфиболов и плагиоклазов из габбро-амфиболитов Панимбинского пояса соответствует рубежу гренвильской орогении – около 1.0 млрд. лет. Геологические комплексы ЦентральноАнгарского террейна интрудированы серией син- и постколлизионных гранитоидных массивов неопротерозойского возраста. Наиболее вероятное время столкновения Центрально-Ангарского террейна с Восточно-Ангарской окраиной Сибирского кратона соответствует интервалу 760 – 720 млн. лет. В соответствие с такой интерпретацией мезопротерозойские и ранненеопротерозойские осадочные комплексы ЦентральноАнгарского террейна не связаны с Сибирскими, а маркировали собственную шельфовую окраину, а сам террейн до коллизии с Сибирью может быть отнесен к типу миогеоклинальных террейнов (микроконтинентов). Исаковский террейн, расположенный на западе Енисейского кряжа, тектонически перекрывает структуры Центрально-Ангарского террейна и представлен различными вулканогенно-осадочными и вулканогенными комплексами островодужного генезиса, включающими пластины офиолитов. Центральная часть террейна сложена офиолитовым меланжем, в составе которого присутствуют пластины толеитовых метабазальтов, метагаббро, метаперидотиты, а также комплекс параллельных даек. Островодужный комплекс наиболее широко распространен в западной части террейна и включает известково-щелочную риолит-андезит-базальтовую серию в ассоциации со слабометаморфизованными туфами, туфопесчаниками, пелитами и редко известняками. Активный вулканизм в пределах дуги довендский (700 млн. лет), а ее аккреция произошла в раннем венде (620 – 600 млн. лет назад). Эти данные хорошо согласуются с вендском возрастом перекрывающей молассы, которая вместе с вышележащими осадочными сериями шельфового типа выполняет ряд прогибов как на западе СевероЕнисейского сегмента: Вороговский, Большепитский, так и на востоке: АнгароПитский, Тейская впадина. Соответственно, к этому времени была сформирована основная структура региона, а комплексы наложенных впадин можно рассматривать как образования платформенного этапа. Близость структуры, состава слагающих комплексов, основных этапов развития, позволяет предполагать, что Исаковский и Предивинский террейны представляют собой фрагменты единого поздненеопротерозойского аккреционного пояса (Приенисейский пояс). Его продолжением в Восточно-Саянском регионе могут быть аккреционные комплексы восточной окраины Канского террейна и выходы метавулканогенных пород приуроченных к полосе Главного Саянского разлома. Ранневендский этап, связанный с ростом Сибирского континентального массива на юго-западе вполне сопоставим с орогеническими событиями в пределах Байкальской системы. Аккреционное событие, фиксируемое в Байкало-Муйской зоне, равно как активизация процессов субдукционного магматизма по имеющимся геохронологическим данным практически не отличается. Очевидное сходство устанавливается и с однотипными тектоническими событиями неопротерозоя Таймырского региона. АЛТАЕ-САЯНСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Алтае-Саянская складчатая область (АССО) в современных координатах занимает юго-западное обрамление Сибирской платформы и представляет собой одну из крупнейших горно-складчатых систем Центральной Азии. Она охватывает территорию Салаира, Кузбасса, Кузнецкого Алатау, Рудного и Горного Алтая, Горную Шорию, Западный Саян, Восточный Саян, Туву и Хакасию. Разделение области на эти регионы возникло на заре ее геологического изучения и в большей мере является орографическим, а не тектоническим. Сами регионы представляют собой сложные гетерогенные структуры. В геотектоническом отношении область является западной частью Алтае-Монголо-Охотского сегмента Центрально-Азиатского орогенического пояса. Область располагается в районе смены субмеридионального – Уральского простирания на субширотное – Монголо-Охотское. В качестве естественной границы рассматриваемой территории, связанной с каледонским этапом роста континентальной, на востоке можно назвать Главный Саянский разлом, по которому названные структуры состыкованы с Саяно-Енисейской складчато-покровной системой окраины Сибирского кратона. Западным ограничением может служить Иртыш-Зайсанская зона смятия – классическая шовная зона, по которой складчатые сооружения АССО переходят в палеозойскую аккреционно-коллизионную систему Казахского нагорья. На юго-востоке складчатые структуры области продолжаются в Монголию и Северный Китай, а на северо-западе скрываются под мезозойско-кайнозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты. Палеозойская структура Алтае-Саянской области включает множество террейнов (микроконтинентов, фрагментов островных дуг, океанических островов) образованных на различных этапах развития Палеоазиатского океана. В силу аккреционноколлизионного происхождения она имеет мозаичное тектоническое строение с большим количеством разно ориентированных разрывных нарушений. Отличительной чертой является разнонаправленность и торцевое сочленение региональных структурных элементов, что объясняется разнонаправленностью и неодноактностью процессов аккреции и коллизии, а также ярко проявленной сдвиговой тектоникой. Наиболее древние образования области слагают структуры Дербинского и ТувиноМонгольского (Сангиленского) массивов. Их кристаллическое основание представлено полиметаморфическим комплексом, сформированным в результате амальгамации архейско-палеопротерозойских кратонных и мезопротерозойско-неопротерозойских океанических и субдукционно-аккреционных комплексов. Чехол выполнен неопротерозойско-кембрийскими терригенно-карбонатными и кремнистокарбонатными отложениями. Его накопление происходило в режиме пассивной континентальной окраины. Другим примером области развития отложений пассивной окраины являются венд-кембрийские формации Манского прогиба в Восточном Саяне. Основание разреза сложено толщей красноцветных конгломератов, гравелитов и песчаников с прослоями доломитов. Выше они сменяются флишем, который варьирует по латерали и замещается на мелководные прибрежно-морские и рифовые фации. Флиштурбидитовые комплексы раннего палеозоя известны на западе Горного Алтая, где они перекрывают докембрийское основание Алтае-Монгольского миогеоклинального террейна. Прибрежно-морские карбонатно-терригенные отложения ордовика-силура распространены в центральной части Западного Саяна. Здесь они находятся в сложных соотношениях с островодужными и коллизионными образованиями, где латеральные и временные границы не всегда четко устанавливаются. Основная роль в геологическом строении региона принадлежит раннепалеозойским комплексам субдукционного генезиса. Палеоостроводужные ассоциации занимают более трети всей территории, формируя каркас ее структуры. Фрагменты венд-кембрийских островных дуг слагают полосу, протягивающуюся от Таннуольско-Хамсаринской зоны Тувы через Восточный и Западный Саяны в Кузнецкий Алатау, Горный Алтай и Салаир. Степень сохранности большинства дуг уникальна и позволяет реставрировать фронтальные и тыловые части дуг, а, следовательно, положение зон палеосубдукции. Венд-кембрийский вулканизм в регионе эволюционирует от низкокалиевого толеитового до известково-щелочного калий-натрового. Выделяется два основных разновозрастных, но сближенных во времени этапа генерации островодужных комплексов: раннеостроводужный (поздний венд – ранний кембрий) и позднеостроводужный (средний – поздний кембрий). Комплексы первого наиболее ярко представлены в Северосаянской зоне Западного Саяна, Курайской зоне Горного Алтая и Таннуольско-Хамсаринской зоне Тувы. Вещественный состав комплексов, слагающих эти районы, представлен продуктами толеитового вулканизма – базальтами и андезибазальтами. С ними в ассоциации участвуют пестроцветные вулканогеннотерригенные формации с подчиненной ролью кремнисто-глинистых и карбонатных отложений. Отличительной особенностью является присутствие бонинитовых серий, являющихся индикаторами примитивных островных дуг. Фронтальная часть этих структур представлена аккреционными призмами с пластинами меланжа и олистостромами, включающими крупные тектонические пакеты офиолитов. Наиболее полный разрез сохранился в Куртушибинском поясе. Он сложен пакетом тектонических чешуй, в строении которых наибольшим распространением пользуются гипербазитовые ассоциации, габброиды, слагающие комплекс параллельных даек и дайко-силловый комплекс, а также эффузивы с характерной подушечной отдельностью. Аналогичные реликты позднедокембрийской океанической коры сохранились в Борусском поясе Западного Саяна, в Курайской и Улус-Чергинской зонах Горного Алтая, фрагментарно распространены в пределах Таннуольско-Хамсаринской зоны Тувы, западных склонах Кузнецкого Алатау и на Салаире. Такая фрагментарность обусловлена разными причинами, преимущественно сдвиговой тектоникой. В основании островодужных комплексов часто отмечают присутствие фрагментов океанических поднятий (симаунтов). Наиболее хорошо такие ассоциации изучены в пределах Горного Алтая. Средне-позднекебрийские островодужные комплексы, ярко представленные в Салаире, Горном Алтае, Кузнецком Алатау. Они отличаются более зрелым вулканизмом, преобладанием дифференцированных базальт-андезит-риолитовых серий и существенной ролью пород кислого состава, часто с большим количеством пирокластики, а также широким развитием мощных терригенные толщ с турбидитами и олистостромами во фронтальных (преддуговых) частях структур. Не везде вулканические ассоциации позднего этапа пространственно отделены от вендкембрийского, часто они наследуют друг друга, перемежаясь с турбидитолистостромовыми комплексами. Кроме того, с островодужной стадией связано формирование субдукционных габбро-гранитных интрузий. На площади они распространены крайне неравномерно, что подчеркивает нарушенность древнего структурного рисунка островодужной системы. Довольно широко проявлен магматизм, связанный с формированием задуговых бассейнов. К ним могут быть отнесены каахемские офиолиты в Восточной Туве, среднетерсинский комплекс в Кузнецком Алатау. Аккреционно-коллизионные события, связанные с ростом континентальной коры юго-западного обрамления Сибирского кратона, отмечаются на трех возрастных уровнях: вендском (около 600 млн. лет), позднекембрийско-ордовикском (около 500 млн. лет) и каменноугольно-пермском (около 300 млн. лет). При этом образованные аккреционные системы омолаживаются в юго-западном направлении (от окраины кратона к его периферии). С вендским событием связано формирование Приенисейского пояса, главные структуры которого рассматривались в составе СаяноЕнисейской складчато-покровной области. Раннекаледонская фаза уже напрямую связана с историей Алтае-Саянской области и ее структуры формируют наибольшую – центральную часть ее территории. Это событие отвечает этапу аккреции описанных выше венд-кембрийских островных дуг и отражено в формировании большого количества гранитоидов позднего кембрия – ордовика, которые распространены повсеместно на территории от Восточного Саяна до Горного Алтая. В качестве примеров можно привести: большепорожский диоритгранодиоритовый комплекс Западного Саяна, таннуольский и сархойский диоритовый комплексы Тувы, тигертышский, тельбесский гранитоидные комплексы Кузнецкого Алатау, массивы гранит-гранодиоритовой формации Горного Алтая. Терригенные образования позднего кембрия – ордовика соответствующего типа также широко распространены. Наиболее ярко этот комплекс развит в Западном Саяне и Туве, а также на западном склоне Кузнецкого Алатау и на юге Горного Алтая, где представлен пестроцветной сложно построенной терригенной формацией. В составе, наряду с конгломератами преобладают песчаники, алевролиты, глинистые сланцы, редко присутствуют прослои вулканогенных пород основного и кислого составов. Герцинская фаза отмечает завершение эволюции океанских бассейнов на западе области и соответствует времени коллизионного события между Сибирским, ВосточноЕвропейским и Казахстанским палеоконтинентами, в результате чего оформилась основная часть композитной структуры Северной Азии. Герцинские структуры также включают фрагменты островных дуг и связанных с ними бассейнов, сформированных на каледонском основании в середине девона. Они принадлежат к Обь-Зайсанской складчатой системе. На западе области – в Рудном Алтае и смежных районах ИртышЗайсанской зоны смятия реставрируется полный латеральный ряд позднепалеозойских островодужных структур, отвечающих энсиалической дуге и окраинному морю. В направлении к континенту, морские глинисто-песчаные, а затем олистостромовые комплексы верхнего девона – раннего карбона сформированные в глубоководном желобе и на его склонах сменяются типичной островодужной ассоциацией с преобладанием андезитов и дацитов. Далее вулканогенная толща замещается флишоидной терригенной и тефрогенной серией, которая формировалась с внутренней стороны дуги. Еще восточнее флиш сменяется глинисто-кремнистыми отложениями окраинного моря. С задуговыми зонами растяжения связаны верхнедевонские дайки и силлы базитового состава на юго-востоке Рудного Алтая. Однотипные отложения задугового бассейна позднего девона – раннего карбона распространены в КолываньТомской зоне. Здесь девон представлен прибрежно-морскими пестроцветными песчано-глинистыми и карбонатно-терригенными отложениями. Нижний карбон сложен сероцветными флишоидными толщами глинисто-песчано-алевролитового состава с редкими прослоями и линзами известняков и вулканитов. Коллизионный комплекс позднепалеозойского возраста в Обь-Зайсанской складчатой системе представлен серией приразломных прогибов, выполненных пестроцветной терригенной грубообломочной толщей среднего – позднего карбона, местами переслаивающейся с вулканитами андезит-дацитового состава. Интрузивные породы представлены крупными граднодиорит-гранитными змеиногорского, калбинского, обского комплексов. В Иртыш-Зайсанской зоне этому событию отвечает также этап регионального метаморфизма. Большим распространением в Алтае-Саянской области пользуются герцинские комплексы активной континентальной окраины андийского типа, представленные в пределах Рудного Алтая, на юго-западе Кузнецкого Алатау и востоке Горного Алтая. Формированию их предшествовал нижнедевонский период развития вулканических впадин рифтового типа: Минусинской, Тувинской, Кузнецкой, а также Агульской в пределах Восточно-Саянской окраины кратона. Основание разрезов представлено вулканическими толщами, представленными наземными, преимущественно бимодальными сериями. Для всех районов свойственна повышенная щелочность. Ассоциирующие интрузивные породы принадлежат щелочно-габброидным и щелочногранитоидным комплексам. Далее разрез имеет преимущественно терригенный облик, с преобладанием красноцветных в различной степени угленосных моласс. Отличительной особенностью Кузнецкого прогиба является присутствие в разрезе пермо-триасовых траппов, соответствующих начальной стадии эволюции Сибирской платобазальтовой провинции. Таким образом, тектоническое строение Алтае-Саянской области представляется в виде палеозойской аккреционно-коллизионной мозаики разновеликих фрагментов, преимущественно островодужных террейнов. В тектонической истории области следует выделить несколько этапов: Ранняя стадия (NP), связанная с заложением и позднедокембрийской эволюцией Палеоазиатского океана. Комплексы этого этапа сохранились на восточной периферии области (Приенисейский пояс), окраине кратона (периферические прогибы, авлакогены) и в составе аккреционных призм венд-кембрийских островных дуг (офиолиты, симаунты). Стадия активной океанической окраины западнотихоокеанского типа (V-Є). Эта стадия характеризуется заложением протяженных зон субдукции и связанных с ними систем островных дуг. Характерными представителями этого этапа являются вулканогенно-осадочные комплексы Западного Саяна, Кунецкого Алатау, Горного Алтая, Салаирского кряжа. Стадия аккреции и пассивной окраины (O-S). Характеризуется практически повсеместным прекращением островодужного вулканизма, орогеническими событиями, которые сопровождались формированием моласс, повсеместным внедрением гранитных интрузий. Начиная с середины ордовика и до силура включительно, на сформированной раннекаледонской окраине Сибирского континента наступил режим пассивной окраины и связанное с ним преимущественно терригенное и терригенно-карбонатное осадконакопление. Комплексы этого типа наиболее ярко представлены в пределах центральной части Западного Саяна, в Туве. Стадия континентального рифтогенеза (D1). Первопричиной рифтогенеза могли являться либо поднятие мантийных плюмов над горячими точками, либо глубокий раскол литосферы в результате активизации крупноамплитудных сдвиговых перемещений вдоль континента. К структурам этого этапа следует отнести Минусинскую, Тувинскую и Кузнецкую впадины. Стадия формирования активной континентальной окраины и вулканических островных дуг (D-C). На начальном этапе, вероятно, был сформирован крупный вулканический пояс Андийского типа непосредственно на каледонской окраине континента. Затем структура эволюционировала до островодужной с заложением обширного тылового бассейна. Позднепалеозойская коллизионная стадия (С-P). В это время были сформированы основные черты современной структуры области. Соответствующие комплексы развиты, преимущественно, на ее западной периферии. После закрытия океана шло накопление в различной степени угленосных моласс. Мезозойско-кайнозойская стадия (MZ-KZ) характеризуется континентальным режимом. В это время кора области испытала сложные деформации, обусловленные сдвиговой тектоникой. ТАЙМЫРО–СЕВЕРОЗЕМЕЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТО-ПОКРОВНАЯ ОБЛАСТЬ Геологические комплексы п-ова Таймыр и архипелага Северная Земля формируют складчато-покровную структуру арктической части Сибири. Южная граница области с платформой скрыта под мезозойско-кайнозойскими отложениями Енисей-Хатангского прогиба, который рассматривается как ответвление (залив) Западно-Сибирского осадочного бассейна. Формирование прогиба, как и всего бассейна, обусловлено внутриконтинентальным рифтогенезом доюрского возраста. Енисей-Хатангский грабен занимает немного приближенное к южному борту депрессии положение и вдоль него устанавливается четкая тектоническая ступень, которая может быть проинтерпретирована как южная граница области. Территории распространения складчато-покровных структур на севере лимитирована шельфом Карского моря и моря Лаптевых. Рассматриваемая область подразделяется на три тектонические зоны востоксеверо-восточного простирания: Южно-, Центрально- и Северо-Таймырскую. Границами зон являются крупные надвиги: Пясино-Фаддеевский и Главный Таймырский. Южно-Таймырская зона представляет собой глубокий прогиб, выполненный мощной толщей осадков конца докембрия – палеозоя и вулканогенно-осадочными образованиями верхов перми и триаса, причем относительно древние нижне- и среднепалеозойские отложения обнажаются в северной части зоны и к югу постепенно сменяются более молодыми верхнепалеозойско-нижнетриасовыми. Все отложения, в той или иной степени, дислоцированы. Пликативные и дизъюнктивные нарушения конформны основным структурам области, а их амплитуда постепенно снижается по направлению к платформе, что говорит о формировании складчатой системы в условиях сильного тектонического давления со стороны Центрально- и СевероТаймырской зон. По характеру слагающих разрез комплексов Южно-Таймырская зона может быть подразделена на две подзоны: карбонатную Северо-Быррангскую и осадочно-вулканогенную Южно-Быррангскую. Первая из них ограничена ПясиноФаддеевским – на севере и Пограничным – на юге надвигами. Разрез представлен существенно карбонатными, в том числе рифогенными породами мощностью до 6 км. Вторая подзона отличается доминирующим распространением терригенных образований, формировавшихся в более мелководной прибрежно-морской обстановке. Мощность этих отложений составляет около 7 км. Верхняя часть разреза насыщена нижнетриасовыми вулканогенными образованиями трапповой формации, включая потоки базальтов, силлы и дайками долеритов, разнообразных по составу, часто с субщелочным и щелочным уклоном. В этой же зоне присутствуют мелкие штоки, небольшие массивы, а также дайки габброидов, гранодиоритов, гранитоидов и сиенитов субщелочного и щелочного ряда, имеющих позднетриасовый возраст. В целом, карбонатно-терригенный тип разреза Южно-Таймырской зоны близкий по своему строению чехлу Сибирской платформы отчетливо свидетельствует об обстановке пассивной континентальной окраины в течение позднего докембрия и палеозоя. Присутствие в верхах разреза характерных вулканогенно-осадочных и интрузивных образований, а также их структурное положение свидетельствуют о том, что формирование данного комплекса происходило во внутриплитных условиях под влияние Северо-Азиатского суперплюма и могло контролироваться структурами Енисей-Хатангского грабен-рифта. Центрально-Таймырская зона имеет более сложное строение, обусловленное ее аккреционной природой. В строении зоны участвуют разновозрастные, преимущественно неопротерозойские, вулканогенные и интрузивные образования, претерпевшие метаморфические и гидротермально-метасоматические изменения разных фаций и типов. Блоки и пластины сложенные этими породами различны как по составу, так и геодинамическим условиям образования – от континентальных до океанических. К наиболее древним комплексам относятся кристаллические образования Мамонто-Шренковского и Фаддеевского террейнов, представленные высокометаморфизованными терригенными и карбонатными породам, а также метабазитами и базитами палеопротерозойского и мезопротерозйского возраста. Терригенные породы преобразованы в плагиогнейсы и кристаллические сланцы, а базиты изменены до амфиболитов. Среди них отмечаются дайки метаморфизованных габброидов, широко представлены тела гранитов, гранитогнейсов и мигматитов. В меньшей степени присутствуют кварциты и мраморы. Для периферийных частей блоков характерны метаморфические породы повышенных давлений вплоть до эклогитовой фации. Состав метаморфитов и PT-условия метаморфизма позволяют предполагать, что преобразование пород Мамонто-Шренковского и Фаддевского террейнов связаны с тектоническими движениями в зонах субдукции. В центральной части зоны размещаются относительно мелкие кристаллические блоки, перекрытые чехлом карбонатных пород, в основном неопротерозойских доломитов. Террейны высокометаморфизованных зрелых сиалических пород окружены неопротерозойскими вулканогенными и вулканогенно-осадочными породными ассоциациями, которые можно сопоставить с островодужными и задуговыми образованиями, либо офиолитовыми комплексами. Последние формируют два пояса Челюскинский и Становской. Океанические и островодужные комплексы, как правило, пространственно сближены и претерпели метаморфизм в основном зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. В составе вулканитов, с одной стороны, преобладают толеитовые метабазальты океанической серии, тесно ассоциирующие с серпентинизированными гипербазитами, метагабброидами и габбро-диабазами дайкосиллового комплекса, а, с другой стороны, метариолит-андезит-базальтовая формация известково-щелочной серии островной дуги. Нередко вулканогенные островодужные формации переходят в вулканогенно-осадочные, характерные для задуговых бассейнов, с большим количеством туфогенного материала. К этой же ассоциации относятся линзы, пачки и тектонические клинья карбонатных пород и турбидитов. Таким образом, Центрально-Таймырская тектоническая единица образована в результате аккреции многочисленных террейнов кратонного типа к неопротерозойской островной дуге. Столкновение сформированного аккреционного блока с Сибирским континентом предполагается в вендское время. Это событие достоверно фиксируется по возрасту метаморфизма (600 – 570 млн. лет) внедрению поздненеопротерозойских гранитоидов коллизионного ряда и распространению вендской существенно грубообломочной молассы, в составе которой присутствуют продукты размыва сиалического фундамента и упомянутые граниты. Вышеперечисленные комплексы перекрыты чехлом осадков, маркирующим спокойный платформенный режим развития окраины континента. В его состав входят аргиллиты, алевролиты и черные глинистые граптолитовые сланцы с прослоями известняков и доломитов, формирующие основную часть разреза от низов кембрия до девона, включительно. Присутствие в разрезе граптолитовых сланцев говорит о более глубоководных условиях формирования, нежели шельфовые комплексы, характерные для Южного Таймыра. Эти глубоководные образования территориально приурочены к границе Центральной и Южно-Таймырской зон. Ось глубоководного, линейно вытянутого прогиба, в пределах которого формировались сланцевые толщи, располагалась южнее зоны причленения Центрально-Таймырского аккреционного блока к континенту, во фронтальной части крупного Пясино-Фаддеевского надвига. Структура и положение бассейна, во фронте неопротерозойского орогена, роднит его с типичными структурами передовых прогибов. Северо-Таймырская зона, включающая северную часть п-ова Таймыр и острова архипелага Северная Земля, представляет собой склон и подножье Карской континентальной плиты, перекрытой палеозойским осадочным чехлом. Анализ потенциальных геофизических полей дает основание прослеживать структуры основания Северо-Таймырской зоны на значительную часть Карского шельфа и в этой связи рассматривать эту область как единую плиту с докембрийским фундаментом. Основные тектонические элементы Карской плиты ориентированы в соответствии с простиранием коллизионных поясов и крупнейших сдвигово-надвиговых зон ее южного дугообразного ограничения. На западе структуры плиты резко обрываются меридионально наложенным прогибом Святой Анны. В рельефе дна он выражен одноименным неотектоническим желобом. На юго-восток от желоба трассируются правосторонние сдвиги, оконтуривающие рассматриваемую плиту с юга. Северная и северо-восточная часть плиты срезана котловиной Нансена – частью Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана. В строении Северо-Таймырской зоны или Карского микроконтинента участвуют три основных комплекса пород: выступы древнего раннепротерозойского фундамента, представленные плагиогнейсами, амфиболитами и гранитогнейсами; поздненеопротерозойско-кембрийские осадки континентального склона и подножия существенно флишевого состава, представленные зонально-метаморфизованными от зеленосланцевой до амфиболитовой фации, ритмично чередующимися песчаниками, алевролитами и пелитами, мигматизированными и гранитизированными в позднем карбоне – ранней перми; сравнительно слабодеформированные толщи осадочного чехла, в строении которого преобладают ордовик-силурийские известняки, мергели, песчаники с прослоями гипсов, формирование которых проходило мелководных прибрежно-морских и лагунных условиях, а также девонские терригенные, часто красноцветные континентальные толщи. Время столкновения Карского микроконтинента c Сибирской окраиной отражено в целом ряде геологических событий. Наиболее яркими являются формирование коллизионных гранитоидов, приуроченных к Главному Таймырскому надвигу, а также синхронный зональный метаморфизм. Время этого события отвечает карбону-перми. В рельефе Главный Таймырский надвиг, к которому приурочена южная граница Карского террейна, выражена уступом высотой до нескольких десятков метров. Угол падения плоскости сместителя на разных участках надвига составляет от 20° до 60°, при этом не отрицается возможность существенной сдвиговой составляющей в кинематике разлома, а горизонтальные перемещения по нему оцениваются в сотни (!) километров. К числу наиболее удаленных от фронта надвига автохтонных комплексов Центрального Таймыра, нужно отнести неопротерозойские образования в бассейне р. Ленивая вскрытые в эрозионных тектонических окнах на побережье Карского моря. Интенсивное горизонтальное сжатие обусловило расчешуивание допозднепалеозойских комплексов, обновление древних и формирование новых надвиговых структур. Общее надвигание и рост орогена привели к образованию во фронте сооружения – в ЮжноТаймырской зоне передового позднепалеозойского прогиба. Нисходящие движения в прогибе прослеживаются вплоть до нижнего триаса. Средний и верхний карбон и низы перми образуют здесь морскую алевролито-аргиллитовую, с подчиненным развитием песчаников, флишоидную формацию. Нижняя и почти вся верхняя пермь представлена согласно залегающей параллической угленосной формацией, которая в свою очередь перекрывается траппами верхов перми и нижнего триаса. Внутриконтинентальный рифтогенез во фронте складчатого сооружения, сопряженный с надвиганием Карского континентального блока привел к заложению грабен-синклинальных структур ЕнисейХатангского прогиба и оказался синхронен интенсивному трапповому вулканизму Сибирской платобазальтовой провинции. Начиная с юры, Таймырская область вступила в платформенный режим. Однако тектоническая активность, связанная со складчато-надвиговыми дисклокациями в регионе, фиксируются вплоть до позднего мезозоя. Об этом свидетельствуют многочисленные перерывы и деформация юрских и меловых отложений. Таким образом, структуру Таймыро-Североземельской складчато-покровной области образуют резко отличные друг от друга тектонические элементы. ЮжноТаймырский представляет деформированную шельфовую окраину Сибири, Центрально-Таймырский отвечает неопротерозойскому аккреционному поясу перекрытому отложениями дистальной части палеозойского шельфа Сибири, СевероТаймырский соответствует микроконтиненту. В истории формирования континентальной коры и структуры Таймыро-Североземельской области отмечается два орогенических события: в венде в результате коллизии Центрально-Таймырского составного террейна и в конце палеозоя при столкновении с Карским континентальным массивом. Глава IV. СКЛАДЧАТЫЕ ОБЛАСТИ СЕВЕРО-ВОСТОКА И ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА АЗИИ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТСКИЙ ОРОГЕНИЧЕСКИЙ ПОЯС Верхояно-Чукотский орогенический пояс расположен к востоку от Сибирской платформы и занимает обширную территорию северо-востока Азии. Он образован разнородными тектоническими элементами и включает несколько самостоятельных региональных структур: Верхоянскую складчатую область, для которой характерны позднепалеозойские – мезозойские прибрежно-морские комплексы пассивной окраины Сибири; Колымо-Омолонский супертеррейн, в строении которого наряду с крупным Омолонским микроконтинентом участвуют чужеродные блоки (террейны различного типа), образующие аккреционно-коллизионный комплекс Колымской структурной петли на который, в с вою очередь, наложены позднеюрские Уяндино-Ясачненский, Олойский островодужные пояса и гранитные батолиты юрско-мелового возраста, объединяемые в Колымский батолитовый пояс; Южно-Анюйскую складчатую зону, представляющую собой шов столкновения различных континентальных блоков в раннем мелу; Чукотскую складчатую область, для которой примечательны палеозойские и раннемезозойские комплексы пассивной континентальной окраины. Границы между перечисленными элементам выражены резко очерченными швами, хотя в плане и имеют сложные извилистые очертания, что особенно заметно в центре региона в районе хребтов Полоусного, Черского и Юкагирского плоскогорья. Петлеобразная, изогнутая форма структур является результатом сильного раздавливания за счет сжатия в меридиональном направлении при сближении плит Тихого океана, Сибири и Чукотки. Верхоянская складчато-покровная область возникла на месте пассивной континентальной окраины Сибири. Ее структуры окаймляют всю восточную окраину Сибирской платформы на протяжении более 2000 км и отделяются от последней по Предверхоянскому краевому прогибу. В плане складчатая зона Верхоянья образует гигантскую петлю, которая веерообразно расширяется на севере, где скрывается под чехлом арктического шельфа и, вероятно срезается северо-западным продолжением Южно-Анюйского шва. На северо-западе структуры Верхоянской складчатой области огибают Оленекский выступ платформы и протягиваются в Южно-Таймырскую зону. На северо-востоке ее отложения выполняют Ольджойский прогиб субширотного простирания и далее, огибая структуры Колымской петли, принимают субмеридиональную ориентировку и выступом древнего Охотского массива разделяются на две ветви. Западная ветвь, выполняя Южно-Верхоянскую впадину, вдоль хр. Сетте-Дабан следует в южном направлении к побережью Охотского моря. Восточная ветвь вдоль хр. Черского, слагая пограничный с ним Иньяли-Дебинский синклинорий, уходит на юго-восток, огибает структуры Колымской петли и далее на востоке в районе Сугойской зоны в виде узкой полосы отделяет Приколымский блок от Омолонского массива. С юга и юго-востока на структуры Верхоянской складчатой области, как и всего Верхояно-Чукотского региона, наложены меловые комплексы Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса. Состав и строение Верхоянского комплекса, образующего структуру складчатой области во всех ее частях, довольно однообразен и представлен мощной (до 6 км и более) монотонной толщей песчано-глинистых пород среднего карбона – юры. Источником терригенного материала служил Сибирский массив, с которого 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 мезопротерозойскораннепалеозойских 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 перемещением континента в более высокие широты. В целом условия пассивной окраины сохранялись в этом районе более 500 млн. лет. В течение этого времени отмечаются два периода рифтогенеза: первый на рубеже мезо- и неопротерозоя, 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 с Сибирской окраиной разнородных литосферных блоков, находившихся у северо-западной окраины Тихого океана. Коллизионное сжатие и последующая складчатость стали причиной формирования ассиметричной структуры Верхоянья, состоящей из ряда антиклинориев и синклинориев, осложненных надвигами. Перед фронтом растущего горно-складчатого сооружения возник Предверхоянский краевой прогиб, который выполнен мощной толщей позднеюрскораннемеловой 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. Колымо-Омолонский супертеррейн. 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. 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 большим разнообразием пород от докембрия до мезозоя, среди которых можно выделить несколько типов. Карбонатные блоки. Эти блоки наиболее многочисленные и распространены по периферии структурной петли. Приколымский блок имеет субмеридиональное простирание и представлен выходами метаморфического фундамента преимущественно мезопротерозойского возраста, перекрытого чехлом неопротерозойских карбонатных и терригенных отложений. Выше залегают комплекс палеозойских осадочных пород, имеющий много общего с карбонатным чехлом Сибирской платформы. Для середины девона характерны горизонты платобазальтов, 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.) похожие по строению на Приколымский расположены в районе хребтов Черского и Полоусного. Они образуют структурную мозаику – гигантскую брекчию, распространенную полосой вдоль края Колымской петли. Блоки с вулканическим типом разреза, 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 трахибазальтами, трахириолитами и их туфами. Формирование указанной ассоциации предполагается в результате рифтогенеза. Блоки, в строении которых участвуют офиолиты. Эти террейны малы и немногочисленны: Уяндинский, Мунилканский и др. Каждый из них обладает индивидуальными особенностями, но, в общем, их строение представлено тектоническим меланжем различных членов офиолитовой ассоциации: ультрабазитов, габбро, амфиболитов, шаровых лав и т.п. Островодужные террейны средне-верхнепалеозойского возраста. Такие блоки развиты, преимущественно во внутренней части Колымской петли. Наиболее представительным является Алазейский блок, в основании которого зональнометаморфизованная вулканогенно-сланцевая толща позднего девона – раннего карбона, перекрытая толщей позднепалеозойских вулканогенных пород островодужного генезиса. Среди них преобладают средние и кислые разности известково-щелочной направленности, много туфов, переслаивающихся с морскими осадками. Время аккреции описанных террейнов определяется по несогласному залеганию на них мезозойских островодужных комплексов, составляющих второй структурный комплекс Колымской петли. Выделяется два уровня несогласий: поздняя юра, ранний мел, что предполагает наличие минимум двух вулканических дуг: среднетриасовораннеюрской Алазейско-Олойской (внутри Колымской петли) и средне-позднеюрской Уяндино-Ясачненской (по периферии петли). Первая сложена базальтами, андезитами, туфами, флишоидными и кремнистыми осадками. Вторая – базальт-андезитриолитовой известково-щелочной серией с большим количеством туфов и морских осадков. Реликтовые структуры вулканических дуг конформны Колымской петле и деформировались совместно с более древними чужеродными блоками, после их аккреции. На заключительных этапах коллизии в мелу был сформирован пояс Колымский гранитных батолитов, очертания которого также повторяют форму Колымской петли. Омолонский и Охотский массивы имеют сходное строение и представляют обломки единого континента, отличного от Сибирского. Разделение этого микроконтинента на две части произошло в позднедевонское – каменноугольное время. Архейско-протерозойский метаморфический комплекс фундамента представлен гнейсами, амфиболитами и кристаллическими сланцами. Широко развиты гранитогнейсовые купола. Формирование чехла началось в неопротерозое – около 800 млн. лет назад. Он представлен неопротерозойскими терригенно-карбонатными мелководными отложениями. В венде отмечаются тиллиты. Кембрий характеризуется карбонатным разрезом. В нижнем ордовике распространены терригенные породы (конгломераты, красноцветные песчаники). 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, разрезы плитного комплекса Омолонского и Охотского массивов имеют отличия, как по составу, так и строению, что предполагает их разобщение. В Омолонском массиве карбон представлен конгломератами и толщами углей, нижняя пермь развита спорадически и представлена конгломератами и алевролитами. Верхняя пермь образована маломощными мелководными карбонатноглинистыми отложениями. Триасовые и нижне-среднеюрские отложения преимущественно морские песчано-глинистые. В юре появляются горизонты базальтов и их туфов. Верхнеюрские и нижнемеловые отложения представлены континентальными угленосными толщами. В пределах Охотского массива каменноугольные и пермские отложения развиты ограниченно. В этом интервале разреза преобладают континентальные грубообломочные отложения. В перми они перемежаются с наземными кислыми эффузивами. Триас представлен только верхним отделом, и сложен грубообломочной морской толщей с кислыми лавами и их туфами. Юрские отложения развиты ограниченно и также преимущественно морские. Южно-Анюйская шовная зона разделяет структуры Колымо-Омолонского супертеррейна и Чукотской складчатой области и является важным тектоническим элементом. По этому шву соединяются континентальные области Евразии и складчатые структуры, принадлежащие обрамлению арктических субконтинентов и Северной Америки. Зона имеет чешуйчато-надвиговое строение. В состав чешуй входят офиолиты позднеюрско-раннемелового возраста, включающие: гипербазиты, габброиды, спилит-диабазовые толщи и пелагические отложения. В тесной ассоциации с ними находятся одновозрастные образования островных дуг, представленные андезитами, андезибазальтами и базальтами с большим количеством туфов. Лавы перемежаются с морскими осадками и имеют известково-щелочной состав. Субдукционный комплекс включает ряд чужеродных блоков, сложенных среднепалеозойскими островодужными комплексами, в пределах которых развиты зоны меланжа и глаукофан-сланцевого метаморфизма. Чукотская складчатая область на севере ограничена подножием материковых склонов, включая Новосибирские о-ва и о-в Врангеля. На юге система перекрыта вулканитами Охотско-Чукотского пояса. Западным ограничением является ЮжноАнюйская шовная зона, а восточным продолжением Бруксовская складчатая система на Аляске. Образование комплексов, слагающих Чукотскую область, происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Докембрийское кристаллическое основание выходит на поверхность на крайнем востоке – в пределах ВосточноЧукотского поднятия. В отличие от Сибирского, докембрийское основание ВосточноЧукотского массива характеризуется преобладающим развитием первично осадочных пород, зональным строением и относительно низкотемпературным метаморфизмом, соответствующим амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фациям. Неопротерозойские слои развиты очень ограниченно и представлены на о-ве Врангеля вендской конгломератовой толщей. Палеозойские породы слагают ряд поднятий. В разных районах области палеозой представлен различными шельфовыми карбонатнотерригенными отложениями. В низах разреза преобладают известняки, в верхах – терригенные породы. Объем мезозойского комплекса Чукотки по сравнению с верхоянским комплексом существенно сокращенный (триас – нижняя юра). В основании триаса отмечается перерыв. 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 флишевой толщей, интенсивно деформированной в поздней юре. На палеозойское и мезозойское основание со стратиграфическим перерывом ложится молассовый комплекс верхней юры – нижнего мела, выполняющий ряд впадин (Раучуанскую и более мелкие). Он представлен внизу – грубообломочными морскими отложениями, эффузивами, туфами среднего и кислого составов; вверху – континентальными, иногда угленосными осадками. Суммируя приведенные 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. Эта окраина была отделена от Сибирской океаническим бассейном. Его закрытие и последующая коллизия в раннем мелу завершили формирование композитной структуры Верхояно-Чукотского орогенического пояса. Охотско-Чукотский вулканоплутонический 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. Преобладают андезиты и риолиты, местами встречаются андезибазальтовые комплексы. Отмечается четкая поперечная петрохимическая зональность: во фронтальной (юго-восточной) части пояса развиты породы нормальной щелочности, а в тылу (на северо-западе) высоко-калиевые разности. Широко обнажены субвулканические 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-Мургальского вулканического пояса, основание которого представлено агломератом преимущественно островодужных комплексов поздней перми – раннего мела. Реликты этих структур обнажаются из-под более молодых вулканитов на юго-восточном фланге Охотско-Чукотского пояса. КОРЯКСКО-КАМЧАТСКАЯ АККРЕЦИОННАЯ ОБЛАСТЬ И КУРИЛО-КАМЧАТСКАЯ ОСТРОВНАЯ ДУГА Корякско-Камчатская аккреционная область формирует восточную часть Евроазиатской континентальной окраины и представляет фрагмент активно растущей структуры Тихоокеанского подвижного пояса. Ее структура формировалась в течение мезозойско-кайнозойского времени на конвергентной границе Тихоокеанской и Евроазиатской плит. Большая часть площади области покрыта кайнозойскими преимущественно вулканогенными островодужными формациями. КорякскоКамчатская область является примером аккреционных структур. В ней проступает полосовое расположение разновозрастных вулканических поясов, отвечающих прежним вулканическим дугам. Каждая из них контролировалась зоной субдукции, в которую поступали чужеродные блоки (террейны), сгрудившиеся, в итоге, у окраины континента, создав современную мозаичную картину геологии Корякии и Камчатки. В пределах области устанавливаются три главные категории структурновещественных комплексов: вулканические комплексы, маркирующие прежние окраинно-континентальные вулканические пояса; флишевые и связанные с ними туфогенные комплексы, отмечающие положение прежних преддуговых террас; 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, что хорошо видно в смене разновозрастных вулканических поясов. Самые древние вулканические комплексы связаны с функционированием КониМургальской системы островных дуг и мелового Охотско-Чукотского окраинноконтинентального пояса. Поля их распространения ограничивают с запада структуры Корякско-Камчатской области. Фронтальная (обращенная на восток) часть этих поясов представлена Пенжинско-Анадырской зоной распространения терригенных флишевых толщ мелового, а местами юрского возраста. Эти толщи отвечают преддуговой террасе Кони-Мургальских дуг. Юго-восточнее прослеживается полоса палеогеновых Анадырьско-Бристольского (палеоцен-эоцен) и Корякско-Западно-Камчатского (эоцен-олигоцен) вулканических поясов, которые наложены на меловые флишевые образования АлганоВеликореченской и Алькатваамской передовых бассейнов Охотско-Чукотского вулканического пояса. Флишево-олистостромовые толщи преддуговой террасы палеогенового возраста распространены вдоль Вывенского шва и выполнят Укэлаятский и Западно-Камчатский прогибы. В пределах Олюторо-Камчатской части следует полоса вулканогенных пород неоген-плейстоценового возраста и далее на юго-восток область современного вулканизма Курило-Камчатской островной дуги. Указанные разновозрастные вулканические пояса располагаются резко несогласно на более древнем основании, построенном из аккреционной мозаики и флишоидых комплексов преддуговых террас. Перед фронтом каждого из них также располагаются аккреционная призма, составленная из чужеродных блоков и осадочная терраса, где распространен флиш более молодой по сравнению с тем, на котором сформирован вулканический 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 юрско-меловой (Кони-Мургальской) зоны субдукции связано с причленением Пенжинского, Ваежского, Усть-Бельского, Пекульнейского, Канчаланчкого террейнов. Их внутренне строение представлено пластинами хаотически нагроможденных комплексов. В составе тектонических 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 метаморфических пород докембрийского возраста. В аккреционной призме средне-позднемелового возраста (Охотско-Чукотской) 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 палеогенового возраста (Анадырьско-Бристольской, Корякско-Западно-Камчатской) связано формирование складчатого основания Олюторско-Камчатской территории. В пределах Олюторского полуострова и Западной Камчатки выделяются несколько структурных единиц (Ватынская, Ачайваямская и Говенская), разделенные полосами олигоценнижнемиоценового 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 мезопротерозойских кристаллических сланцев и гнейсов. Обнажены также слабометаморфизованные породы, в которых сохранились остатки палеозойской фауны. 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 позднего мела – палеогена. Ганальский выступ сложен докембрийскими гранулитами, прорванными раннепалеозойскими плагиогранитами. Очевидно, что массив представляет остатки террейна кратонного типа и отличается от структуры Срединного хребта. 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 разнотипные структуры Корякско-Камчатской аккреционной области. Восточное крыло котловины выведено на поверхность на западе Камчатки. Здесь кайнозойская моласса, главным образом, олигоцен-миоценовые толщи участвуют в строении Западно-Камчатского прогиба. Мощность осадков на шельфе, в соответствии с данными бурения, составляет около 3-5 км, во впадине Тинро – до 10 км. Курило-Камчатская островная дуга. Дуга протяженностью почти 2000 км представляет типичный вулканический пояс, возникший вследствие субдукции Тихоокеанской плиты, которая в настоящее время поглощается со скоростью около 9 см/год. Согласно геофизическим данным Курильская дуга подстилается во флангах корой субконтинентального типа мощностью до 25 км, а в центре – либо океанической, либо сильно утоненной континентальной корой мощностью не более 15 км. Камчатская ветвь подстилается довольно мощной (30 – 35 км) континентальной корой и для нее в определенной мере справедлива аналогия с активными окраинами андийского типа. С простиранием островодужных структур совпадает ярко выраженный пояс сейсмичности. По распределению гипоцентров землетрясений четко вырисовывается глубинная сейсмофокальная зона. 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 располагается пояс современной вулканической деятельности. Курило-Камчатская островодужная система имеет типичное 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. Первый отвечает раннему миоцену и представлен базальтами, андезитами, риолитами и их туфами. Второй этап соответствует среднему миоцену и представлен терригенными флишоидными осадками с конгломератами и олистостромовыми горизонтами. Предполагается, что снос обломочного материала происходил со стороны Охотоморского блока, от которого Курильская дуга откололась при раскрытии ЮжноОхотоморского бассейна. Третьему этапу, начавшемуся в позднем миоцене и продолжающемуся сегодня, отвечает дифференцированная известково-щелочная вулканическая толща от базальтов до риолитов, в которой андезитовые разности преобладают. 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 породы. На Камчатке известны штоки субщелочных пород, свидетельствующие о начинающемся 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 и рассмотренные выше п-ова Восточной Камчатки. На Малых Курилах обнажаются позднемеловые вулканические породы, представляющие остатки более древней островной дуги. Есть также предположение, что Малокурильская гряда представляет чужеродный блок. 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 Сибирского кратона, Хингано-Буреинский и Ханкайский массивы, состоящие из докембрийских блоков и разделяющих их герцинских структур, западная ветвь Монголо-Охотского раннемезозойского подвижного пояса, мезозойско-кайнозойская аккреционноколлизионная система Сихотэ-Алиня и Сахалина, а также современная активная континентальная окраина, связанная с развитием Курильской островной дуги. Хингано-Буреинский и Ханкайский массивы. Герцинские аккреционноскладчатые комплексы, связанные с эволюцией Палеоазиатского океана, расположены на территориях Хингано-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 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 палеопротерозойские метаморфические комплексы, представленные гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами (амурская серия), которые перекрыты слабометаморфизованными неопротерозойско-кембрийскими карбонатнотерригенными 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. Известны они также и Баджальской зоне, примыкающей к массиву с востока. Ханкайский массив во многом похож на Хингано-Буреинский. Он также имеет гетерогенную структуру и может быть разделен на серию блоков: Матвеевский, Нахимовский, Гродековский. Палеопротерозойские метаморфические комплексы слагают отдельные блоки, либо выходят в ядрах гранитогнейсовых куполов. Оболочка куполов и межкупольные синформы сложены неопротерозойскими и кембрийскими карбонатными и терригенно- кремнистыми отложениями, а также вулканическими породами. Характерной особенностью Ханкайского массива является наличие вдоль его восточного края пермского вулканоплутонического пояса (Арсеньевский пояс). Среди поля распространения вулканогенных пород преобладают андезиты, отмечаются также дациты и риолиты. Они тесно ассоциируют с туфами и вулканогенно-обломочными породами. Среди осадков распространены мелководные обломочные и континентальные угленосные толщи. Монголо-Охотская складчатая система, примыкающая к окраине Сибирского кратона с юга, состоит из осадочных комплексов преддугового бассейна и хаотических комплексов аккреционного клина раннемезозойской активной окраины. Структура системы может быть разделена на три 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 глинистокремнистые отложения, которые включают пластины метавулканитов базальтового и андезит-дацитового составов. Широко представлены тела габбро-тонналитов. В целом этот сегмент 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. В строении преобладают слабоизмененные комплексы преимущественно среднего и позднего палеозоя, представленные терригенно-кремнистыми отложениями флишоидного типа, подушечными базальтами, андезибазальтами и андезидациты. Стратиграфически выше залегают мощный триас-юрский флиш, с горизонтами олистостром и вулканитами как островодужного генезиса, так и толеитовыми базальтами океанического типа. В небольших прогибах на складчатом основании 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 и 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-Алиньской области. 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, КиселевоМаноминская зоны) основная роль принадлежит нижнемеловым терригенным турбидитовым и флишевым комплексам. Помимо нижнемеловых терригенных пород здесь присутствует хаотический комплекс вулканитов, кремнистых и карбонатных пород позднего палеозоя – 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. Сихотэ-Алинь-Сахалинская область. Юго-восточнее Амурской сутуры находятся аккреционные структуры Центрально-Сихотэ-Алиньского поднятия. Эта зона имеет сложное строение, где сочетаются разновозрастные офиолитовые, островодужные и субдукционные комплексы палеозоя – раннего мезозоя (самаркинский комплекс). В тектонический меланж вовлечены континентальные блоки домезойского возраста, сложенные кристаллическими сланцами, гнейсами и мигматитами и перекрытые покровами базальтов, ультрабазальтов и кремней триасовоюрского 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. Таким образом, формирование складчатых структур Сихотэ-Алиня завершилось к концу раннего мела. В строении этой системы можно выделить два основных типа комплексов: "дофлишевый" – субдукционный хаотического строения, формировавшийся до раннего мела; "флишевый" – коллизионный, образованный в раннем мелу. 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 известковощелочной серии и прорваны гранитными батолитами. Характерна поперечная петрохимическая зональность со сменой с востока на запад (т.е. вглубь континента) менее щелочных пород более щелочными, появлением в том же направлении вулканических пород латитовой серии и щелочных интрузий. Контролирующая зона субдукции находилась на расстоянии около 400 км и ее реликты прослеживаются на ове Сахалин. Остров 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 составляли единый пояс. Западная часть Сахалина интерпретируется, как преддуговый бассейн и сложена обломочными сериями позднего мела-плиоцена. В составе толщи продукты разрушения вулканических пород, по строению она напоминает флиш, хотя формировалась на сравнительно малых глубинах. Также в составе присутствуют пачки туфов и вулканогенных пород островодужного генезиса. Складчатые комплексы Восточно-Сахалинской зоны соответствуют субдукционному меланжу аккреционной призмы. Они характеризуются хаотическим строением. В составе можно встречаются метаморфические породы высоких давлений, многочисленные глыбы 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 кардинально иные региональные тектонические элементы: шельф Охотского моря и Южно-Охотская впадина с сформированная в тылу Курильской островной дуги. корой океанического типа, ГЛАВА V. МОЛОДЫЕ ЭПИПАЛЕОЗОЙСКИЕ ПЛИТЫ ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ ПЛИТА Западно-Сибирская плита представляет собой крупнейшую молодую эпипалеозойскую 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 Алтае-Саянской аккреционно-коллизионной области, с запада и северо-запада плиту обрамляют позднепалеозойские складчатые структуры Урала, с востока – Сибирская платформа и докембрийские структуры Енисейского кряжа, а с северо-востока складчатые сооружения Таймыро-Североземельской области. На севере ЗападноСибирская 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 комплексы Западно-Сибирской плиты сочленяется с Туранским эпипалеозойским осадочным бассейном. Плита имеет двухъярусное строение – разновозрастный (от докембрия до позднего палеозоя) гетерогенный фундамент, обнажающийся в возвышенностях по обрамлению плиты и несогласно перекрывающий его чехол, сложенный мезозойскими и кайнозойскими осадочными толщами. Фундамент плиты. О взаимоотношениях и точной конфигурации различных структурных элементов фундамента плиты нет единого мнения. Но 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 – ультрабазитовые разности офиолитовой ассоциации. Офиолиты обнаружены в скважинах в районе Сургута и Нижневартовска. Вышесказанное позволило выделить в строении фундамента ЗападноСибирской плиты три офиолитовых пояса: Нижневартовско-Александровский, Зауральский и Западно-Сургутский. Гипербазитам в пределах этих поясов сопутствуют кремнистые сланцы, яшмы и граувакко-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 мезопротерозойско-неопротерозойского возраста. На востоке от Томь-Колыванской зоны под чехлом Западно-Сибирской плиты находят свое продолжение раннепалеозойские аккреционные комплексы Кузнецкого Алатау и позднепалеозойские отложения Минусинской впадины. Основание самой восточной части плиты слагает вытянутая вдоль левобережья Енисея Приенисейская зона, структуры которой рассматриваются сегодня как поздненеопротерозойский аккреционный пояс, и погруженный борт Сибирской платформы, который сложен в этой части, судя по разрезам районов Туруханска и Игарки, мощным существенно карбонатным разрезом верхнего докембрия, нижнего и среднего палеозоя. Наибольшие разногласия существуют по поводу строения фундамента северной части ЗападноСибирской низменности, скрытой под мощным чехлом осадков. Неясны взаимоотношения между погруженным краем Сибирской платформы и герцинскими комплексами Урала. Согласно одним взглядам, край Сибирского кратона находится в непосредственной близости границы распространения мезозойско-кайнозойских отложений Западно-Сибирской плиты, что в большинстве случаев подтверждается геофизическими данными. Согласно другим взглядам, раннедокембрийская кора кратона с палеозойским чехлом осадков распространены под всей северной частью Западно-Сибирской низменности вплоть до п-ова Ямал. По данным глубинного сейсмического зондирования Западно-Сибирская низменность повсюду подстилается корой континентального типа. Ее мощность в целом составляет 43-46 км в западной части (продолжение Уральских структур), 39 – 43 км – в восточной части (у окраины Сибирской кратона) и 36 – 37 км – в центральной части. Таким образом, наблюдается определенное сокращение мощности от периферии к центральной части низменности, где по современным данным фиксируется достаточно типичная рифтогенная картина глубинного строения с утонением континентальной коры. Палеорифты выражены впадинами, ограниченными сбросами, глубиной до 2 км. К ним приурочены положительные гравитационные аномалии, соответствующие распространению тяжелых базальтовых пород, а также несколько повышенный тепловой поток. Также характерны четкие магнитные аномалии, вытянутые вдоль грабеновых структур. В фундаменте Западно-Сибирской плиты картируется несколько палеорифтовых систем. Это протяженные, вытянутые в меридиональном направлении структуры, наиболее крупной из которых является Колтогорско-Уренгойский грабен, рассекающий всю территорию с раскрытием на север в Южно-Карскую впадину. От него косо к северо-западу прослеживается Ямальский грабен. Обе структуры обычно объединяют в единую систему – ЯмалоПуровский авлакоген. Вдоль восточного борта Западно-Сибирской низменности прослеживается второй, хорошо выраженный палеорифт – Худосеевский грабен. На крайнем юго-западе низменности вблизи стыка с Уралом наблюдаются 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 рифтогенеза является поздняя пермь – ранний триас, что совпадает с формированием Сибирской трапповой формации. По-видимому, рифтовые структуры контролировали платобазальтовый магматизм в пределах Западной Сибири. Траппы занимают обширные пространства под чехлом мезозойско-кайнозойских осадков, особенно на севере региона, и являются прямым аналогом Тунгусских покровов. На синхронность начального этапа излияния траппов Уренгойского и Норильского районов указывают палеомагнитные данные, однако продолжительность траппового эпизода в истории этих двух провинций предполагается различной. Вулканическая деятельность в пределах Уренгойско-Колтогорского грабена имела место в течение более длительного периода времени. Это, а также полосовой рисунок магнитных аномалий стал основой идеи о связи структуры и магматизма с раскрытием океанического ложа. Сам гипотетический океан получил название Обского. Однако других свидетельств генерации океанической коры, а главное следов закрытия этого бассейна на сегодня не обнаружено. Тем не менее, очевидно, что рифтогенез на рубеже перми – триаса стал причиной значимого утонения континентальной коры и, по сути, предопределил заложение в пределах Западной Сибири обширного осадочного бассейна, а также его форму. Плитный комплекс. Наиболее древними породами плитного комплекса Западной Сибири считаются 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 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 плитного комплекса в южной (приподнятой) части плиты не превышает 3 км, на севере региона суммарная мощность отложений достигает 10 – 12 км. Полоса максимальных мощностей приурочена к впадине над КолтогорскоУренгойским 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 ЗападноСибирской 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 могла достигать 700 м и более. Так, например, это было в поздней юре, когда отлагались богатые органическим веществом битуминозные глины знаменитой баженовской свиты. ТУРАНСКАЯ И СКИФСКАЯ ПЛИТЫ Туранская плита занимает территорию Тургайского плато и расположенной южнее денудационно-аккумулятивной равнины, покрывая площадь около 2 млн. км2. На северо-западе Туранская плита ограничивает Восточно-Европейскую платформу, на севере перекрывает складчато-надвиговые сооружения Южного Урала, на востоке скрывает продолжение палеозойских складчатых комплексов Казахстана и Тянь-Шаня. С юга Туранская плита обрамлена альпийскими структурами Средиземноморского орогенического пояса, на западе, скрываясь под водами Каспийского моря, смыкается со Скифской плитой. Скифская плита включает области Степного Крыма и Предкавказья. Она вытянута в виде узкой полосы от акватории Каспийского моря до Карпат. На севере мезозойско-кайнозойские отложения плиты перекрывают окраину Восточно-Европейской платформы, на юге обрамлены альпийскими орогеническими сооружениями Кавказа и Горного Крыма. Площадь, занятая отложениями плиты, составляет около 1 млн. км2. Фундамент плит. Туранская и Скифская плиты, также как и Западно-Сибирская плита, имеют гетерогенный фундамент. 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 предполагаются массивы с докембрийской корой: СевероУстюртский, Бельтаусский, Сырдарьинский, Каракумский, Южно-Мангышлакский, Карабогазский. Они сложены кристаллическими сланцами, гнейсами и прорваны палеозойскими гранитами, становление которых связывается с формированием складчатых структур Урала и Тянь-Шаня. Мангышлакско-Гиссарская система разломов делит Туранскую плиту на две части: приподнятую северо-восточную и опущенную юго-западную. Первая сложена деформированными вулканогенно-осадочными толщами раннего палеозоя, на которых с резким несогласием залегают молассовые отложения среднего-верхнего палеозоя. Для девона характерно присутствие вулканогенных пород среднего и кислого составов, переслаивающихся с красноцветными осадками. Верхний девон и нижний карбон представлены карбонатнотерригенными, иногда угленосными отложениями. В пределах юго-западной части плиты, фундамент сложен комплексами пород от докембрия до карбона. Нижнепалеозойские образования представлены кристаллическими сланцами, кварцитами, мраморами; среднепалеозойские – известняками, вулканогенноосадочными отложениями, флишеподобными сериями. В Кызылкумах в палеозойских отложениях фундамента обнаружены фрагменты офиолитового комплекса, прослеживающиеся на 1500 км в пределы Алайского хребта. Офиолиты вероятно приурочены к шву 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. Однако характерных грабеновых структур, как в Западной Сибири здесь нет. В фундаменте Скифской плиты также находятся породные ассоциации широкого возрастного диапазона. В Предкавказье фундамент плиты представлен породами от докембрия до верхнего палеозоя. Широко распространены сланцы, испытавшие деформации и метаморфизм в раннем палеозое и прорванные плагиогранитными интрузиями позднепалеозойского возраста. Угленосная толща Донбасса, погружающаяся на севере плиты, вдоль кряжа Карпинского быстро сокращается в мощности и замещается карбонатно-терригенными отложениями. Наиболее молодыми в этой части являются морские отложения ранней перми. В пределах Степного Крыма фундамент сложен позднепротерозойскими хлоритовыми и серицитовыми сланцами и терригенно-карбонатными 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 палеопротерозойского и мезопротерозойского возраста, силурийскими терригеннокарбонатными и девонскими терригенными отложениями. Плитный комплекс. Осадочные бассейны Туранской и Скифской плит тектонически представляют единое целое. Заложение бассейнов произошло в юрское время и связано с обширным окраинным морем. На протяжении юры, мела и палеогена на их месте находился шельф северной окраины океана Тетис, на месте которого сейчас образованы складчатые сооружения Средиземноморского орогенического пояса. Этот шельф располагался в тылу системы протяженных вулканических островных дуг. Современным аналогом подобной обстановки являются Восточно-Китайское и Охотское моря. Мезозойско-кайнозойские разрезы плитного комплекса изменчивы по латерали. На севере, вблизи Восточно-Европейской платформы, преобладают континентальные песчано-глинистыми толщи, которые в южном направлении фациально замещаются морскими терригенно-карбонатными и песчано-глинистыми отложениями. В том же направлении, в целом, растет мощность осадочной толщи. В наиболее глубоких впадинах она достигает 8 – 10 км. К таким впадинами на территории Туранской плиты относятся: Северо-Устюртская, Южно-Сырдарьинская, Барсакельмесская, Мургабская. В пределах Скифской плиты хорошо выраженными отрицательными структурами являются прогибы: Азово-Кубанский, СевероЧерноморский, Терско-Манычский. Осадочный бассейн завершил свое развитие в миоцене. К числу остаточных структур можно отнести современные впадины Каспийского и Черного морей. Глава VI. СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ОРОГЕНИЧЕСКИЙ ПОЯС Средиземноморский орогенический пояс пересекает территорию Северной Евразии в широтном направлении от Карибского моря до Южно-Китайского, отделяя южную группу древних платформ (Африка, Аравия, Индия), до середины юры составлявших континент Гондвану, от северной группы платформ (Восточная Европа, Сибирь, Тарим, Китай). На территории России структуры, относящиеся к этому поясу, располагаются очень ограниченно (Северный Кавказ) и поэтому данный регион не является объектом изучения в рамках настоящего курса. Тем не менее, общее представление о геологической истории Средиземноморского пояса, строении его областей важно для составления целостной картины развития континентальной коры Северной Евразии. В связи с этим структура и эволюция региона представлена лишь в общих чертах и сжатом виде. Средиземноморский орогенический пояс является представителем молодых – альпийских складчатых сооружений. Южная граница отвечает фронту надвигов вдоль Загроса и Гималаев. Перед фронтом надвигов залегают мощные толщи платформенных осадочных отложений, начиная с позднего кембрия и до кайнозоя. Эти толщи представляют фрагмент гондванской окраины. Формирование тектонических покровов началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием краевых прогибов, заполненных молассами. Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире. Основная часть структуры орогенического пояса формировалась в мезозойскокайнозойское время и связана с эволюцией океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Многочисленные реликты океанской коры (офиолиты), маркируют главные структурные швы. Выделяются несколько таких швов: позднепалеозойский – Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский (триас-юра) – Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой – Центральный Памир, Малый Кавказ, палеоген-неогеновый – Карпаты. Образование Тетиса сопровождалось деструкцией и дроблением континентальных масс, поэтому среди складчатых структур пояса можно различить многочисленные террейны – обломки, как гондванского происхождения, так и Евразийского. Мезозойско-кайнозойские комплексы, формировавшиеся на гондванской окраине Тетиса, имеют карбонатный тип разреза, характерный для условий пассивной континентальной окраины и аридного климата. Одновозрастные структуры Евразийской окраины сложены, преимущественно, островодужными вулканогенными ассоциациями и осадочными сериями, отвечающими гумидному климату. Восточные Карпаты состоят из серии тектонических покровов, надвинутых на окраину Восточно-Европейской платформы. Зона внешних покровов сложена мелолигоценовыми флишевыми и молассовыми толщами. Молассы тяготеют к фронту надвигов, где сформирован краевой прогиб. Флиш представлен чередованием мергелей и черных сланцев, накопление которых отвечает склону и подножию Европейской континентальной окраины. Складчатые деформации во внешней зоне начались в миоцене и продолжаются до настоящего времени. Центральная зона покровов отличается от внешней тем, что среди флишевых отложений эпизодически встречаются породы мезозойской (позднеюрской) океанической коры. Внутренняя зона покровов характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Отмечаются выходы на поверхность блоков докембрийских метаморфических пород, позднетриасюрских известняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных в матрицу мелового флиша. Эта территория отличаются более ранними деформациями – на рубеже раннего мела, а затем в миоцене. К юго-западу располагается Закарпатская впадина, в пределах которой известен пояс известковощелочных вулканических пород плиоценового возраста. Формирование новейшей структуры Восточных Карпат, связанное с надвигообразованием является прямым следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой и обусловлено активностью остаточной сейсмофокальной зоны под Карпатами. Горный Крым представляет складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Черного моря. В ядре обнажаются триасовые и юрские отложения, на крыльях – неогеновые. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии (триас-нижняя юра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в которой включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские известково-щелочные базальты и андезиты островодужного происхождения. В разрезе они отделены несогласием и ассоциируют с морскими кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими и мел-палеогеновыми мелководными существенно карбонатными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла шельфовую равнину. Копетдаг. В структуре региона выделяются Копетдагское поднятие, Предкопетдагский прогиб, и примыкающая к ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область возникла на месте мезозойско-раннекайнозойской пассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии. В строении области выделяются два типа разрезов. Северный тип, отвечающий территории Большого Балхана, представлен песчано-сланцевыми толщами, деформированными перед мелом. Южный – Копетдагский тип, представлен непрерывной карбонатно-терригенной толщей от юры до миоцена, испытавшей складчатость в позднем кайнозое, характеризуется чередование мелководных известняков, мергелей, песчаников, глинистых сланцев, накапливавшихся в условиях шельфа. В миоцене названные комплексы в виде тектонических покровов были перемещены на север, сформировав горно-складчатое сооружение, обрамляющее с юга Туранскую плиту. Памир. Складчатые сооружения региона сформированы в результате столкновения этого участка Евразийской окраины с Индийским континентальным массивом. В этом отношении Памир сходен с Гималаями и Южным Тибетом. Складчатая структура области имеет дугообразную форму и представлена серией покровов, перемещенных в северном направлении. В структуре Северного Памира распространены позднепалеозойские и раннемезозойские известково-щелочные островодужные вулканические комплексы, перемежающиеся с толеитовыми базальтами, карбонатно-терригенными толщами флишевого, олистостромового строения и разновозрастные, в том числе докембрийские, породные ассоциации, формирующие хаотический комплекс аккреционной призмы. Тынаманский шов, отвечает границе распространения покровов Северного Памира, которые включают комплексы Евразийской активной окраины Тетиса. Южнее распространены складчатонадвиговые сооружения генетически связанные с его Гондванской окраиной. В строении тектонических покровов Центрального Памира участвуют палеозойскораннемезозойские терригенно-карбонатные отложения, маркирующие различные участки континентального шельфа и подножия. Рушанско-Пшартский шов соединяет комплексы Центрального и Южного Памира. Для шовной зоны характерны два типа разрезов. Первый представлен толщей позднепалеозойских известняков, ассоциирующих с покровами базальтов и перекрытых граувакками раннемезозойского возраста. Этот тип отвечает рифтогенному комплексу, связанному с расколом Гондваны. Второй тип разреза характеризуется позднепалеозойско-раннемезозойской глубоководной сланцевой толщей, редкими горизонтами подушечных лав базальтового состава и олистостром, типичных для батиальных условий континентального подножия и абиссальной равнины. Завершение формирование шва отвечает рубежу юры-мела. В структуре Южного Памира можно выделить два структурных элемента. Юговосточный участок наполнен позднепалеозойско-раннемезозойскими преимущественно карбонатными отложениями гондванской пассивной окраины, а на юго-западе выведен на поверхность раннедокембрийский метаморфический комплекс кратонного типа. В меловое время получили широкое распространение пестроцветные обломочные отложения, субаэральные кислые и средние вулканические породы, которые ассоциируют с гранитными батолитами известково-щелочного ряда. Этот вулканоплутонический пояс прослеживается на юго-восток в горно-складчатые структуры Гималаев и представляет типичную окраинно-континентальную структуру, контролирующую наиболее позднюю субдукционную зону, в которой была поглощена океаническая кора, отделявшая в конце мезозоя Индийский массив. Начало коллизионного события отвечает олигоцену. На неотектоническом этапе оформилась современная конфигурация тектонических покровов и общая дугообразная структура Памира. Кавказ. Горно-складчатое сооружение включает поднятия Большого и Малого Кавказа, разделенные Рионской и Куринской впадинами. В ядре антиклинорной структуры Большого Кавказа представлены домезозойские комплексы, соответствующие фундаменту Скифской плиты. Среди них намечаются две полосы, отвечающие Передовому и Главному хребтам. Для первого наиболее примечательны палеозойские офиолиты и островодужные вулканогенно-осадочные комплексы, перекрытые терригенным угленосным комплексом позднего карбона – перми. В строение Главного хребта участвуют раннедокембрийские метаморфические комплексы, отвечающие фундаменту Макерского кратонного террейна. Они прорваны плагиогранитами раннекаменноугольного возраста и перекрыты позднепалеозойскими морскими отложениями. Крылья антиклинория слагают юрские и меловые толщи. Нижне-среднеюрский интервал разреза представлен глинистыми сланцами, которые включают большое количество лавовых покровов. В обрамлении Главного хребта лавы имеют ярко выраженный известково-щелочной состав и представлены базальт-андезитриолитовой серией. Их формирование связано с функционированием Большекавказской островной дуги. В центральной части Большого Кавказа развиты толеитовые базальты океанического типа. Их формирование в тылу дуги отмечает условия растяжения, при котором, вероятно, произошло образование Большекавказского осадочного бассейна. Позднеюрско-меловой интервал разреза образован в результате заполнения этого бассейна. В составе присутствуют глинистокремнистые толщи, терригенные флишевого строения. На периферии антиклинория Большого Кавказа распространен также палеогеновый флиш. Большую часть фундамента Куринской и Рионской межгорных впадин заполненных неоген-четвертичными осадками молассоидного облика, занимает Закавказский кратонный террейн. Его докембрийские комплексы обнажаются в нескольких массивах, наиболее крупным из которых является Дзирульский. Здесь присутствуют амфиболиты, зеленосланцевые комплексы, встречаются мраморы и тела серпентинитов, которые перекрыты каменноугольными обломочными толщами. Контуры террейна можно наметить лишь приблизительно. Южная граница, вероятно, совпадает с Севано-Акеринской шовной зоной, по которой он спаян с Нахичеванским миогеоклинальным террейном гондванского происхождения. Этот блок также имеет докембрийское сиалическое основание, повсеместно перекрытое палеозойским плитным комплексом, в составе которого преобладают известняки. Поднятие Малого Кавказа отвечает распространению комплексов Малокавказской вулканической дуги. Она формировалась на цоколе Закавказского континентального массива в интервале от юры до позднего мела и контролировала субдукционную зону, которою заклинил Нахичеванский террейн. Вулканогенные комплексы Малого Кавказа имеют характерный состав. На юге преобладают толеитовые серии, ассоциирующие с относительно глубоководными глинистыми сланцами и известняками. На севере распространены преимущественно известковощелочные лавы дифференцированной базальт-андезит-риолитовой серии в ассоциации с относительно мелководными обломочными толщами. После аккреции Нахичеванского блока и перескока зоны субдукции за его структуры, на юге Кавказа был сформирован новый вулканический пояс – Аджаро-Триалетский. Максимум островодужного вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему Малому Кавказу отмечаются следы деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Последний этап вулканической деятельности относится уже к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии. Геологическое строение различных регионов Средиземноморского орогенического пояса, наглядно отображает сложность и длительность истории формирования структур, связанных с эволюцией Тетического океана. В его эволюции отмечают три обширных котловины Палеотетис, Неотетис и Паратетис. Закрытие наиболее древнего палеозойского океана – Палеотетиса отвечает позднему палеозою и раннему мезозою. Результатом герцинского этапа стало формирование южного складчатого обрамления Восточно-Европейской платформы. В это время был построен фундамент Скифской и Туранской плит. Мезозойское сокращение размеров Палеотетиса, компенсировалось ростом Неотетиса, образовавшегося за счет окраинноконтинентального рифтогенеза на окраине Гондваны, который сопровождался отделением от нее серии относительно мелких миогеоклинальных террейнов. Следующий аккреционный этап на Евразийской окраине Палеотетиса отмечается на рубеже триаса – юры, когда эта котловина перестала существовать. В зону субдукции этого времени попали микроконтиненты, в том числе гондванского происхождения. Субдукция была блокирована и "перещелкнута" в новое положение. В тылу зоны киммерийской складчатости в условиях задугового спрединга начали формироваться обширные окраинные бассейны (Паратетис). Меловой период развития Евразийской окраины Неотетиса относительно спокойный, в это время удерживалась стабильная картина сближения с Африкано-Аравийским континентальным массивом. В конце мела вновь отмечается активизация тектонических процессов. Отмечаются аккреционные события, формирование новых вулканических поясов. В тылу активной окраины формируются рифтовые впадины Черного и Каспийского морей. Начало главного коллизионного события отмечается в конце палеогена. При континентальном столкновении вулканическая деятельность прекратилась, океан Неотетис был полностью закрыт, начались процессы, связанные с преобразованием тыловодужных бассейнов Паратетиса. К миоцену относится начало новейшего этапа развития, связанного с интенсивным воздыманием хребтов, ростом орогенического сооружения. В это время была сформирована основная структура Средиземноморского орогенического пояса. Последующие ее изменения и деформации обусловлены продолжающимся движением континентальных масс с юга. ГЛАВА VII. ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РОСТА КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ И ФОРМИРОВАНИЯ СТРУКТУРЫ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ В заключение остановимся на некоторых общих чертах и закономерностях развития территории Северной Евразии. В истории геологического развития этого региона можно выделить несколько крупных тектонических этапов, отвечающих постепенному росту континентальной коры. Архейско-раннепротерозойский этап связан с формированием первых крупных континентальных массивов. К числу древнейших образований, обнажающихся в пределах щитов Восточно-Европейской и Сибирской платформ можно отнести комплекс “серых гнейсов” – пород среднего и кислого, преимущественно диоритового, габбро-диоритового, гранодиоритового, тоналитового, плагиогранитного составов, которые метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации. Исходными породами этого комплекса являлись интрузивные и эффузивные образования. Широкое развитие таких комплексов свидетельствует о большой активности магматических процессов на ранних этапах формирования континентальной коры. Вторым наиболее распространенным типом раннеархейских пород являются первично осадочновулканогенные комплексы, которые в условиях гранулитового метаморфизма превращены в гнейсы и кристаллические сланцы. Ведущими комплексами позднего архея являются зеленокаменные. Нижние части разрезов зеленокаменных поясов сложены толеитовыми базальтами и ультрабазитами, что в известной степени сближает их с офиолитами. Средние и верхние части разрезов зеленокаменных поясов часто представлены вулканитами известково-щелочной серии с образованием сложных складчато-надвиговых структур, что может свидетельствовать о ведущей роли субдукционных и аккреционных процессов. Тем не менее, многие зеленокаменые комплексы начинали развиваться с рифтогенеза на коре континентального типа, о чем свидетельствуют базальные конгломераты, кварцевые и аркозовые песчаники, а также бимодальные вулканические породы. В архее предполагается несколько эпох, связанных с формированием массивов континентальной коры (эпох складчатости). Одну из первых – белозерскую выделяют уже в самом начале архея. Наиболее ярко проявлена беломорская (позднеархейская) эпоха. С ней связаны интенсивные деформации, региональный метаморфизм и гранитообразование. В результате в конце архея возникли жесткие участки земной коры, положившие начало формированию ядер будущих континентов. Их образование связано с аккреционными событиями, столкновением островных дуг с океанической корой в основании и раннеархейских гранитогнейсовых блоков, что привело к формированию зеленокаменных поясов, столь характерных для позднего архея. Сегодня архейские блоки составляют не менее половины всего объема кратонов. Учитывая мощность коры кратонов, а также то, что значительный объем фанерозойских складчатых поясов также включает раннедокембрийские кратонные террейны, можно заключить, что бóльшая часть вещества континентальной коры образовалась в течение первых 2.0-1.5 млрд. лет геологической истории, а затем лишь перераспределено по поверхности Земли. Принципиальной смены тектонического режима в палеопротерозое по сравнению с археем вероятно не произошло. Архейские кристаллические ядра подвергались дроблению с образованием нового поколения протоокеанов. Продукты базальтового магматизма приурочены к узким троговым зонам. Кроме того для этого интервала времени уже характерны достаточно обширные осадочные бассейны эпиконтинентального типа (например, удоканский на окраине Алдано-Станового блока Сибири). В морских бассейнах формировались преимущественно породы хемогенного происхождения – джеспелиты, характерны также кремнисто-карбонатные комплексы. Активные субдукционные процессы и закрытие ряда океанических структур привело к амальгамации архейских массивов и формированию новых относительно более крупных континентальных блоков (например, Кольско-Карельский блок Балтики). С ростом континентов сократились очаги вулканизма, которые к концу палеопротерозоя уже концентрировались в краевых частях континентальных массивов (Готский, Акитканский вулканоплутонические пояса). Палеопротерозойская – карельская эпоха тектогенеза оказалась растянута во времени более чем на 400 млн. лет и на рубеже ~ 1.6 млрд. лет назад завершилась массовой гранитизацией, высокотемпературным метаморфизмом и формированием крупных консолидированных континентальных блоков – кратонов. Позднепротерозойский этап. В отличие от архея и палеопротерозоя развитие литосферы на позднепротерозойском этапе происходило дифференцировано. Наряду с подвижными областями в это время уже существовали крупные территории с протоплатформенным режимом. В теле будущих платформ закладываются и начинают развиваться крупные грабен-рифтовые структуры – авлакогены. Формирование большинства крупных авлакогенов предполагается как часть трехлучевой системы рифтов, образующихся над горячей точкой при расколе коры континента. Зарождение осей спрединга и начальных узких океанических бассейнов происходит по простиранию двух ветвей такой рифтовой системы, а третья ветвь, оставшись глубоко в теле континентального массива, постепенно заполняется грубообломочными толщами. Формирование авлакогенов проходило в несколько последовательных стадий как в мезопротерозое, так и начале неопротерозоя, в результате чего образована целая сеть позднепротерозойских грабен-рифтовых структур на территории Сибирского (Уджинский, Маймечинский, Турухано-Норильский и др. авлакогены), и Восточно– Европейского (Средне-Русский, Пачелмский, Кандалакшский, Мезенский и др. авлакогены) кратонов. Важные тектонические события позднего протерозоя приурочены к рубежу мезопротерозоя и неопротерозоя (1.2-0.9 млрд. лет назад) – гренвильской коллизионной эпохе. Складчатые пояса гренвильского времени отмечаются на окраинах практически всех древних континентальных массивов. Это, а также ряд других геологических доказательств дают основание предполагать, что результатом гренвильского орогенеза стало формирование единого суперконтинента, названного Родинией. Примером складчатых поясов гренвильского времени могут служить территория Свеконорвежского блока в пределах Восточно-Европейской платформы, западная окраина Сибирской платформы (Ангарский пояс). Этап распада Родинии в неопротерозое по разным оценкам отвечает интервалу 860-570 млн. лет назад. Зарождение океанических бассейнов (Палеоуральского, Палеоазиатского) и окончательное оформление Восточно-Европейского и Сибирского континентов в основном отвечает рубежу 750 млн. лет. К этому времени и чуть позднее в венде формируются основные черты окраинно-континентальных седиментационных бассейнов, отмечающих неопротерозойские пассивные окраины с характерным на то время карбонатным осадконакоплением. Также оформляются эпиконтинентальные осадочные бассейны – будущие синеклизы, (например, Московская синеклиза), которые конформны осям авлакогенов. Поздний неопротерозой считается началом формирования типичного плитного комплекса как на Восточно-Европейской, так и Сибирской платформах. Венд-раннепалеозойский этап на древних платформах соответствует первой крупной стадии формирования плитного комплекса. К этому времени оформились основные эпиконтинентальные осадочные бассейны. Начало накопления истинного чехла платформ сегодня относят к моменту завершения крупных оледенений позднего неопротерозоя (криогения). Тиллитовые комплексы, залегающие в основании венда (эдиакария), многие исследователи рассматривают в качестве маркирующих горизонтов платформенной стадии эволюции древней континентальной коры. В обрамлении Сибирского и Восточно-Европейского кратонов вендраннепалеозойский этап связан с перестройкой образованных в неопротерозое океанов и аккреционными событиями. Первая фаза отмечается уже в самом начале венда (эдиакария). В литературе этот этап известен под названием байкальской эпохи складчатости, а тектонотипом являлись структуры Байкальской складчатой области. Однако исследования последних лет показывают, что выделение такого тектонотипа неоднозначно. В тектонической истории этой области отмечаются следы ранних – добайкальских эпох тектогенеза и более поздние, палеозойские орогенические события. С определенностью можно говорить, что лишь Байкало-Муйская аккреционная зона сформирована во время близкое классической байкальской орогении, становление же континентальной коры внутренней Баргузино-Витимской зоны отвечает палеозою. Поэтому термин “байкальская складчатость” теряет свою информативность и сегодня практически не используется. Тем не менее, всплеск тектонической активности в конце докембрия, связанной с ростом континентальной коры, преимущественно, за счет аккреционных процессов, не отвергается. Геологические факты свидетельствует об аккреции островных дуг и разнородных террейнов к континентальной окраине Палеоуральского бассейна. В результате произошел существенный прирост коры по восточной периферии ВосточноЕвропейского континента, сформировано основание Тимано-Печорской плиты. Выходы на поверхность кристаллических комплексов позднего докембрия известны на Северном и Полярном Урале в пределах Центрально-Уральского и Харбейского поднятиев. Близкие по времени, вендские аккреционные события фиксируются на западной периферии Сибирского кратона с формированием Приенисейского пояса. Его главными представителями являются Исаковский и Предивинский террейны Енисейского кряжа. Крупный аккреционный пояс сформирован на севере Сибирского кратона. Структуры Центрально-Таймырской зоны целиком образованы за счет аккреционных процессов в конце неопротерозоя. Таким образом, поздненеопротерозойский аккреционный этап роста континентальной коры, в основном, не связан с закрытием океанических бассейнов. Произошла перестройка их структуры, иногда с образованием новых океанических котловин (например, Уральской), и океаническая стадия возобновилась. Аккреционные системы, нарастив окраины древних континентов, продолжили свое развитие в платформенном режиме и, в большинстве, представляли унаследовано развивающиеся пассивные окраины Сибирского или Восточно-Европейского континентов. Интенсивное наращивание Сибирского континента аккреционным путем продолжилось в раннем палеозое. Уже в конце венда – раннем кембрии на югозападной (в современных координатах) периферии Сибирского континента отмечается формирование протяженной зоны субдукции и отвечающей ей островодужной системы. Фрагменты этой системы слагают структуру центральной части АлтаеСаянской складчатой области, образуя такие сложно построенные террейны как Западносаянский, Кузнецкоалатаусский, Горноалтайский, Салаирский и ТаннуольскоХамсаринский. Аналогичные комплексы протягиваются на юго-восток в Забайкалье, формируя структуры Еравнинского террейна и тыловодужные Икатский и Баргузинский террейны. Аккреция островных дуг, приведшая к формированию структурного каркаса Алтае-Забайкальской аккреционной системы, отмечается уже в ордовике, что отвечает раннекаледонской тектонической эпохе. Положение континентов, океанических бассейнов и островных дуг в раннем палеозое существенно отличается от современного. В это время реконструируется четыре крупных континентальных массива, разделенных океаническими бассейнами: Сибирский, Восточно-Европейский (Балтика), Северо-Американский (Лаврентия) и крупный континент Гондвана, включающий остальные кратоны. Обширные пространства Гондваны простирались от южного полюса до экватора, что подкрепляется распространением климатических индикаторов. Известняки и соли, формирование которых связано с теплыми водами, характерны для приэкваториальных областей континента (Австралия, Индия, Китай, Антарктида), ледниковые отложения распространены в южных приполярных областях (Африка и Южная Америка). Остальные континенты Лавразийской группы занимали приэкваториальные или умеренные широты. В раннепалеозойских разрезах чехла Сибирской платформы преобладают известняки, доломиты, мергели, а также соленосные отложения. При этом континент был развернут на 180° относительно современного положения. Для Восточно-Европейской платформы также характерно преобладание в раннепалеозойских разрезах морских карбонатных пород и мелководных песчаноглинистых отложений. Раннепалеозойский дрейф этих континентов, в целом, описывается постепенным смещением в северном направлении. При этом Балтика испытывала вращение против часовой стрелки, а Сибирь вращалась по часовой стрелке. Разделяющие их океанические пространства Палеоазиатского океана обнаруживают тенденцию к закрытию, что выражается в формировании трансформных сдвиговых зон и периодической аккрецией в пределах активных окраин. К концу раннего палеозоя также начинает сокращаться широтное расстояние между Балтикой и Лаврентией. Разделяющий их океанический бассейн Япетус (Палеоатлантика) перерождается в систему островных дуг и окраинных морей и постепенно закрыватся. Коллизионная стадия, связанная со столкновением континентальных масс Балтики и Лаврентии и формированием Скандинавского складчато-надвигового пояса фиксируется в конце раннего палеозоя, знаменуя окончание каледонского тектонического цикла. К каледонским структурам также необходимо отнести континентальные массы Казахстано-Киргизского составного террейна, созданного путем аккреции островных дуг и разновеликих фрагментов древней континентальной коры (кратонных террейнов). Позднепалеозойский этап, отвечающий герцинской тектонической эпохе, охватывает девонский, каменноугольный и пермский периоды палеозойской эры. Этот этап насыщен геологическими событиями, наиболее яркими являются закрытие большинства неопротерозойско-палеозойских океанов и, как следствие, формирование суперконтинента, называемого Пангея. К началу девона океанические пространства между Восточной Европой и Сибирью, с одной стороны, и Гондваной с другой, достигли максимальных размеров. За счет неопротерозойской и каледонской аккреции островных дуг и малых континентальных блоков значительно вырос Сибирский континент; были сформированы континентальные массы Казахстано-Киргизского супертеррейна, а также континент Евроамерика, объединяющий Балтику и Лаврентию. Максимума достигла регрессия морских бассейнов начавшаяся еще в ордовике-силуре. На территории Сибирской и Восточно-Европейской платформ почти повсеместно установился континентальный режим, который уже в среднем девоне сменяется мощной трансгрессией. Погружение платформ в определенной степени обусловлено внутриконтинентальным рифтогенезом. На юге Восточно-Европейской платформы сформирован Днепрово-Донецкий грабен и начал расти Палеотетис. На востоке Сибирской платформы образовалась система Вилюйских грабенов, положившая начало Вилюйской синеклизе и обновившая структуру Верхоянской окраины Сибирского континента. Девонский рифтогенез и связанный с ним внутриплитный магматизм затронул каледонские структуры юго-западной окраины Сибирского континента. Обширные поля щелочных вулканогенных пород выполняют структуры ряда впадин в Алтае-Саянской области: Минусинская, Тувинская, Рыбинская и др. Процессы, связанные с внутриконтинентальным рифтогенезом и ростом позднепалеозойского Тетиса, компенсировались субдукцией и закрытием более древних океанических бассейнов в Палеоазиатской части, среди них в позднем палеозое обычно различают котловины Обь-Зайсанского, Уральского, Туркестанского, Джунгаро-Балхашского бассейнов. С девона практически все континентальные окраины этих котловин функционируют в режиме активных, что способствует быстрому сближению континентальных масс Сибири, Казахстана и Восточной Европы. Крупная позднепалеозойская субдукционная зона отвечает юго-западной окраине Сибирского континента. Причем в девоне субдукционная обстановка здесь, вероятно, близка андийскому типу, а в карбоне уже распознается система развитых островных дуг и окраинных морей. Продукты девонского магматизма наиболее широко представлены по окраине каледонских структур Алтае-Саянской области, вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы карбона широко развиты на территории Рудного Алтая и в Обь-Зайсанской складчатой зоне. Островодужные комплексы уральской активной окраины сохранились преимущественно в структуре Тагило-Магнитогорской зоны Уральского орогена. С конца карбона и в перми повсеместно фиксируется коллизионная стадия. На Урале она сопровождалась формированием краевого прогиба, который заполнятся грубообломочным материалом, поступающим с орогена. Герцинское коллизионное событие отмечается также на севере Сибири, в результате столкновения с крупным Карским континентальным массивом оформилась складчато-надвиговая структура Таймыро-Североземельской области. Предполагается, что коллизия Карского микроконтинента в большей степени связано не с субдукционными процессами, а с функционированием крупномасштабных трансформно-сдвиговых зон, заложившихся еще в раннем палеозое. Таким образом, к концу палеозойского времени в результате герцинской орогении окончательно сформирована континентальная кора Центральной Азии – пояса, сшивающего структуры Сибирского и Восточно-Европейского кратонов. Полоса герцинских коллизионных комплексов простирается на юге Восточно-Европейской платформы, в основании Туранской и Скифской эпипалеозойских плит. Крупный герцинский орогенный пояс также был сформирован между Евроамерикой и Гондваной. Итогом позднепалеозойских коллизионных событий стало формирование суперконтинента Пангея. Исходя из палеомагнитных и палеогеографических построений, суперконтинент имел субмеридиональное простирание с центром в районе экватора. На востоке развито океаническое пространство Палеотетиса, отделяющее Северо- и Южно-Китайский континенты от остальных континентальных масс, на западе – огромные океанические пространства Палеопацифики (Тихого океана). Таким образом лишь восточная окраина Сибирской платформы не испытала существенных изменений в ходе герцинского этапа тектономагматической активности и продолжала развиваться в режиме пассивной континентальной окраины почти до конца мезозоя. Мезозойский этап в глобальном плане знаменуется распадом Пангеи, раскрытием большинства современных океанических впадин и закрытием прежних океанов. К этому времени уже сформированы основные черты современной структуры Центральной Азии. Тем не менее, существенным деформациям и серьезной реорганизации подверглись внутренние континентальные области Северной Евразии. Ярким событием раннего мезозоя является грандиозное проявление траппового магматизма в Сибири. Его связывают с функционированием системы одновременных или близких по времени мантийных плюмов, объединяемых в пермотриасовый суперплюм. Сибирская платобазальтовая формация включает траппы Сибирской платформы (Тунгусская синеклиза), Таймыра, Кузнецкого прогиба и погребенные покровы Западно-Сибирской плиты. Время формирования трапповой формации по современным оценкам составляет не более 5 млн. лет. Однако длительность этого события и его интенсивность обусловлена региональными тектоническими факторами. Наиболее интенсивно магматизм протекал на территории Сибирской платформы. Продолжительным, но менее интенсивным он зафиксирован для Западной Сибири, где базальтоидный магматизм сопряжен с формированием крупных грабен-рифтовых структур: Колтогорско-Уренгойской, Худосеевской и других. Утонение континентальной коры в результате внутриконтинентального рифтогенеза стало причиной общего погружения территории Западной Сибири и формирования здесь крупного осадочного бассейна. Эта тенденция сохраняется в течение всего мезозоя. На юго-западе Сибирской платформы в пределах Алтае-Саянской области в мезозое, напротив, доминировала обстановка регионального сжатия, на фоне внутриплитных сдвиговых перемещений левосторонней кинематики. Противоречивая, на первый взгляд, тектоническая картина имеет вполне удовлетворительное объяснение. Хотя основные тектонические блоки Северной Евразии в раннем мезозое уже представляли собой единую континентальную плиту, ее структура не являлась абсолютно жесткой. Континент имел субмеридиональную ориентировку, и его Сибирская часть находилась в высоких широтах северного полушария. Движение плиты в этом интервале описывается постепенным разворотом по часовой стрелке с полюсом вращения вблизи центра Сибирского кратона. Такая кинематика хорошо согласуется с субдукционными процессами в пределах Палеотетиса и Палеопацифики с одной стороны и раскрытием Атлантики, с другой. Полученные палеомагнитные данные и довольно большой набор геологических фактов свидетельствуют, что на фоне общего поворота плиты по часовой стрелке, кора Центральной Азии деформировалась в результате сдвиговых перемещений составляющих ее композитную структуру жестких блоков: Сибирский, Европейский и Казахстанский тектонические элементы. Структуры, находящиеся вдали от центра вращения, при повороте как бы запаздывают, что приводит к реактивации палеозойских швов и внутриплитному смещению Европейской части плиты относительно Сибирской. Сдвиговые перемещения Сибирского блока Евразийской плиты с поворотом по часовой стрелке, в силу конфигурации основных тектонических границ, обусловили устойчивый режим сжатия в пределах юго-западного обрамление Сибирского кратона и, напротив, режим растяжения в пределах севера ЗападноСибирской тектонической провинции. Своеобразный тектонический режим в рамках представленной модели характеризует южную окраину Сибирской части Евразийской плиты. В первую очередь из построенной модели с необходимостью вытекает существование режима растяжения в пределах Забайкальского региона. Здесь широко развиты линейные системы рифтовых впадин вытянутых в северо-восточном направлении, приуроченность которых к зонам разломов, должно быть связана со сдвиговым механизмом их формирования. В регионе выделяется более 200 рифтогенных впадин и других тектонических структур, выполненных продуктами бимодального внутриплитного магматизма и внутриконтинентальными преимущественно грубообломочными фациями осадков. Возникновение структур растяжения на территории Забайкалья отмечается с конца перми – раннем триасе, хотя максимальное развитие они получили в конце триаса, юре и раннем мелу. Пульсационный характер активизации процессов, связанных с рифтогенезом на юге Сибири, который по существу продолжается (в Байкальской кайнозойской рифтовой системе) поныне, а также приуроченность структур растяжения к сдвигам полностью соответствует представленной модели. Кроме того мезозойская история на юге Сибири – в Монголо-Охотской зоне связана с закрытием одноименного океана, отделявшего Сибирскую окраину Евразийского континента от герцинского пояса Центральной Монголии (в том числе ХинганоБуреинского массива) и континентальных блоков Китайско-Корейской платформенной области. Сам океанический бассейн имел клиновидную форму и, по существу, представлял залив Палеопацифики. Результатом описанной выше кинематики перемещения плит является постепенное продвижение коллизионных процессов в пределах окраины с запада на восток, наподобие закрытия ножниц. Окончательное закрытие бассейна и формирование узкой полосы складчатых структур произошло в конце юры – раннем мелу и далее система испытывала только левосторонние сдвиговые деформации. Основные процессы, связанные с мезозойским этапом роста континентальной коры перемещены на восток Евразийского составного континента, в ВерхояноЧукотскую зону Палеопацифики. Основной этап деформаций, связанный со становление орогенического пояса нужно отнести к концу юры – началу мела. Кора большей части пояса формально имеет докембрийский возраст. Так, огромная территория Верхоянья сложена мощным комплексом осадков формировавшихся на континентальной окраине Сибири в течение длительного промежутка времени – от мезопротерозоя до юры, включительно. Территория Чукотской области также представлена палеозойско-мезозойскими деформированными отложениями, перекрывающими докембрийское кристаллическое основание. Чукотский блок рассматривается как часть гипотетической Арктиды, который при раскрытии Амеразийского океанического бассейна в мезозое был отколот от канадской окраины Северной Америки. Центральную часть Верхояно-Чукотского орогенического пояса занимает мезозойский Колымо-Омолонский составной террейн, в строении которого также большую роль играют террейнов с древней континентальной корой: Омолонский, Приколымский, Омулевский и другие. В целом эту территорию можно рассматривать как киммерийский аккреционный шов, объединяющий континентальные массивы Сибири и Чукотки. Окончание становление структуры региона в конце раннего мела знаменуется формированием на его окраине протяженного ОхотскоЧукотского вулканоплутонического пояса, маркирующего развивающуюся активную континентальную окраину Евразии. В активном тектоническом режиме в мезозое продолжал развиваться Тетический океан. Аккреционные процессы на Евразийской окраине Средиземноморского региона вызвали деформацию континентальной окраины и ее довольно существенный прирост. В тылу активной окраины с юры унаследовано развивались Скифская и Туранская эпипалеозойские плит, были созданы и развивались спрединговые впадины Черного и Каспийского морей. Кайнозойский этап. В течение кайнозоя продолжалось дальнейшее раздвигание материковых структур и формирование современных океанических бассейнов. Однако аккреционно-коллизионные события, связанные с ростом континентальной коры для территории Евразийского континента также ярко проявлены. К концу олигоцена, в результате сближения Африкано-Аравийской и Индийской плит с Евразией, возник Альпийско-Гималайский орогенический пояс, Средиземноморская часть которого была рассмотрена выше. Произошло осушение окраинно-континентальных осадочных бассейнов, деформация спрединговых морей, сформированных в тылу Средиземноморской активной окраины. Сегодня сохранились лишь реликты этих структур – впадины Черного и Каспийского морей. Активные тектонические процессы, связанные с субдукцией океанической литосферы и формированием аккреционных структур, продолжились в Тихоокеанском секторе. Начиная с конца раннего мела (Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс) и до сегодняшних дней (Курило-Камчатская островодужная система) восток Евразии развивается в режиме активной континентальной окраины. В результате аккреционной тектоники на этой территории в течение кайнозоя сформирован крупный пояс, включающий структуры Корякско-Камчатской и Сихотэ-Алинь-Сахалинской областей. Субдукционные процессы на окраине континента и связанный с ними задуговый спрединг вызвали формирование таких крупных структур как ЮжноОхотоморская и Япономорская впадины. Внутри континента произошла относительная стабилизация деформаций, связанных с внтуриплитными перемещениями, оформилась структура ЗападноСибирской плиты. Тем не менее, кайнозойский внутриплитный магматизм, связанный с Байкальской рифтовой системой ярко проявлен в Забайкалье и Туве. Новейшие сейсмические события на территории Алтае-Саянской области, вблизи границы Сибирского кратона, которые часто интерпретируются как отголоски Гималайского орогенеза, могут ассоциировать со сдвигами, унаследованными от мезозойской тектоники. ЗАКЛЮЧЕНИЕ Северная Евразия, большая часть которой приходится на территорию России, прошла длительный и сложный путь геологического развития. В пределах нашей страны известны геологические комплексы от древнейших на Земле, с возрастом более 3 млрд. лет, до областей, где в настоящее время происходит новообразование океанической и континентальной коры. В истории формирования современной структуры этой территории отражены все основные тектонические эпохи. Континентальная часть Северной Евразии состоит из мозаики разновеликих древних блоков, спаянных разновозрастными складчатыми поясами, образованными на месте ранее существовавших океанических бассейнов. Восстановление последовательности формирования геологических комплексов, закономерностей распространения их в пространстве представляет сложную проблему. Приведенные в настоящем издании данные о геодинамической природе различных комплексов горных пород, предложенные объяснения закономерностей и последовательности их распространения во времени и в пространстве представляют один из возможных вариантов интерпретации существующих сегодня геологических данных. Следует отличать фактическую сторону, заключающуюся в описании геологического строения конкретных регионов и разрезов, от их тектонической и геодинамической интерпретации. Последнее базируется на современных взглядах геологов, т.е. отражает современное состояние геологической науки. Несомненно, развитие геологического знания приведет к появлению новой информации и соответственно дополнению или даже пересмотру некоторых сложивших представлений об условиях или истории формирования структуры такого сложноустроенного тектонического объекта как территория нашей страны. СПИСОК РЕКОМЕНДУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ Борукаев Ч.Б. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии. -Новосибирск. Изд-во СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1999, 69 с. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР (в 2 книгах ). - М.: Недра, 1990, кн.1, 328 с.; кн . 2, 340 с. Короновский Н.В. Краткий курс региональной геологии СССР. Изд.2-е. -М., 1984, -265 с. Кузьмин М.И., Корольков А.Т., Дриль С.И., Коваленко С.Н. Историческая геология с основами тектоники плит и металлогении. – Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2000, 288 с. Милановский Е.Е. Геология России и ближнего зарубежья (Северной Евразии) М.: Изд-во МГУ, 1996, 448 с. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Европа и Западная Азия. М.: Недра, 1977. Хаин В.Е.. Региональная геотектоника. Внеальпийская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001, 606 с. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М: Изд-во МГУ, 1995, 480 с.