Закавказский срединный массив

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ
УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО
ОБРАЗОВАНИЯ
"ЮЖНЫЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ"
ЧЕРНИКОВ Б.А.
ГЕОЛОГИЯ РОССИИ
(семестровый курс лекций)
Ростов-на-Дону
2010
1
АННОТАЦИЯ
Черников Б.А.
Геология России: Семестровый курс лекций.– Ростов-на-Дону,
2010.– 133 с.
Дисциплина "Геология России" или "Региональная геология России"
изучается студентами бакалаврами и специалистами направления "Геология"
на
последних
курсах.
Это
фундаментальная
дисциплина,
которая
систематизирует знания, полученные студентами в процессе обучения
геологической науке. В задачу курса входит овладение студентами
принципами тектонического районирования территории России, навыками
выделения геодинамических обстановок и формирования естественноисторического взгляда на развитие того или иного региона. Студенты
должны ознакомиться с геологическим строением и геологической историей
регионов, наличием полезных ископаемых. Получить эти знания возможно
на лекциях от преподавателя и из учебника, но необходимо знать, что не
менее 80% геологической информации аккумулируется на геологических,
тектонических и специальных картах. Без умения самостоятельно работать с
геологическими
и
тектоническими
картами
невозможно
выработать
естественно-исторический подход к изучаемому объекту.
2
Оглавление
Введение
4
Модуль 1.Кратоны (древние платформы)
8
Восточно-Европейская платформа
8
Сибирская платформа
30
Модуль 2.Урало-Монгольский подвижный пояс
38
Складчатая область байкалид
39
Уральская складчатая область
50
Модуль 3.Эпипалеозойская Скифская плита
Западносибирская эпипалеозойская плита
Модуль 4.Алтае-Саянская складчатая область
Монголо-Охотская складчатая область
Модуль 5. Мезозойский складчатый пояс
61
64
69
74
80
Верхояно-Чукотская складчатая область
81
Сихотэ-Алиньская складчатая область
92
Складчатая область Сахалина
95
Охотоморская эпимезозойская плита
97
Модуль 6.Средиземноморский подвижный пояс
99
Сладчатая область Кавказа
Модуль 7.Кайнозойский складчатый пояс
100
123
Складчатые области Карякии, Камчатки. Курильская
Вулканическая островная дуга
124
Модуль 8. Заключение
131
Список литературы
132
3
ВВЕДЕНИЕ
Дисциплина «Геология России» или "Региональная геология России"
изучается студентами направления "Геология" на последних курсах. Это
фундаментальная дисциплина, которая систематизирует знания, полученные
студентами в процессе обучения геологической науке. Обычно ей
предшествует курсы "Геотектоника" или "Геотектоника с геодинамикой",
дающие представление о геодинамических обстановках формирования тех
или иных осадочных, метаморфических и магматических формаций,
слагающих земную кору. Поэтому крайне важно чтобы изучение этих
дисциплин по времени предшествовало или совпадало с курсом "Геология
России".
В
задачу
курса
входит
овладение
студентами
принципами
тектонического районирования территории России; навыками выделения
геодинамических обстановок; навыками оценки и интерпретации осадочных,
вулканогенных и метаморфических комплексов; формирование естественноисторического взгляда на развитие того или иного региона. Студенты
должны ознакомиться с геологическим строением и геологической историей
регионов, закономерностью размещения полезных ископаемых. Получить
эти знания возможно из лекций преподавателя и из учебника, но необходимо
знать, что не менее 80% геологической информации аккумулируется на
геологических, тектонических и специальных картах. Без умения работать с
геологическими и тектоническими картами невозможно получить всю
необходимую информацию и выработать естественно-исторический подход к
изучаемому региону, объекту.
Поэтому одна из важнейших задач курса – научить студентов работать
с геологическими и тектоническими картами разных масштабов, читать их,
т.е. расшифровывать тектоническое строение региона как в плане, так и на
глубине, выделять формации и на этом основании восстанавливать
геологическую
историю
района,
региона.
Грамотное
воссоздание
4
тектонических и палеогеографических обстановок прошлого – ключ к
прогнозированию и поискам полезных ископаемых.
Естественно, работа с геологическими и тектоническими картами – это
прежде всего самостоятельная работа. Она заключается в основном в работе
с картографическим материалом, с конспектами лекций и учебниками.
Особое внимание необходимо обратить на легенды геологических и
тектонических карт. Предварительно безусловно необходимо вспомнить или
выучить геохронологическую шкалу (учебник Н.В.Короновского "Краткий
курс региональной геологии СССР" стр.13). Внимательно ознакомиться со
структурой легенд геологических и тектонических карт.
На геологических картах легенда начинается стратиграфическими
подразделениями, данными в цветах стратиграфической шкалы. Обратить
внимание, что многие подразделения кроме цвета несут дополнительные
значки. Чаще всего это черный крап, обозначающий континентальные
отложения. На картах более крупных масштбов (более 1:2 500 000)могут
быть выделены красноцветные или угленосные формации, вулканогенные
отложения также подразделяются по типу вулканитов особыми значками.
Много пользы приносит при рассмотрении магматизма знание условных
обозначений состава и возраста магматических тел:
граниты (красный)
γ-(гамма),
диориты (красный)
δ-(дельта),
сиениты (оранжевый)
ε-(эпсилон),
габбро (зеленые)
ν-(ню),
серпентиниты (сиреневые)
σ-(сигма).
Рядом со значком проставлен возраст тел.
На мелкомасштабных тектонических картах цветом выделены кратоны,
разного возраста плиты, складчатые пояса. Много информации несут
разрывные нарушения: по цвету можно выделить коровые и глубинные, по
рисунку – шовные зоны, надвиги, сдвиги и тд. По цвету штриховки –
впадины и прогибы унаследованные и наложенные, время их формирования.
5
На платформах разным цветом показаны стратоизогисы поверхности
фундамента и изопахиты отдельных комплексов отложений (формаций).
Стратоизогипсы и изопахиты позволяют определить формы и время
формирования палеоструктур.
Кроме приведенных примеров условных обозначений на картах много
другой полезной информации, которую не нужно заучивать, а просто можно
считать с геологической или тектонической карты.
Как уже подчеркивалось, усвоить "Региональную геологию" без
самостоятельной работы невозможно. Для эффективного изучения курса
«Геология России» рекомендуется после каждой лекции, желательно в тот же
день, выделить время, чтобы прочитать конспект лекции и на геологической
и
тектонической
рассматривались
картах
на
самостоятельно
занятии.
Очень
найти
важно
для
объекты,
которые
последующего
без
проблемного усвоения курса постепенное освоение условных обозначений по
каждой
структуре.
Возникшие
вопросы
необходимо
выяснить
у
преподавателя. Перед проверкой самостоятельной работы студенту остается
просмотреть конспект и геологические карты. Предложенный алгоритм
работы оптимальный по времени и наиболее эффективный по результату.
Контроль самостоятельной работы осуществляется по тестовым
вопросам и по тестовым заданиям по геологическим и тектоническим картам.
При
самостоятельной
работе
рекомендуется
пользоваться
"Методическим пособием по Геологии России" (Б.А.Черников, г.Ростов-наДону, 2007). В пособии приводятся особенности геологического строения
регионов России и даются рекомендации по самостоятельной работе с
геологическими и тектоническими картами. Соотношения часов аудиторных
занятий и самостоятельной работы по каждому региону приведены в
календарно-тематическом плане
Ниже
приводится
календарно-тематический
план
дисциплины
"Геология России" с распределением часов на лекционный материал и на
самостоятельную работу.
6
Календарно-тематический план дисциплины "Геология России".
№ п\п
Модуль 1
Модуль 2
Всего
часов
Наименование разделов и тем
Введение. Задачи дисциплины.
1
Тектонические районирование России.
4
Аудиторн.
часы
Лек Лабор
ции ратор.
1
Самост.
работа
4
Кратоны (древние платформы)
Восточно-Европейская платформа.
13
4
4
5
Сибирская платформа
9
2
3
4
Урало-Монгольский подвижный пояс
1
1
Складчатые области байкалид, смежные с
ВЕП и Сибирской платформой.
4
1
1
2
Уральская складчатая область
7
2
2
3
Западно-Сибирская эпипалезойская плита.
7
2
2
3
Эпипалеозойская Скифская плита
4
1
1
2
Алтае-Саянская складчатая область.
4
1
1
2
Монголо-Охотская складчатая область
5
2
1
2
Мезозойский складчатый пояс.
1
0
Верхояно-Чукотская складчатая область.
7
2
2
3
Сихоте- Алинская складчатая область.
3
1
1
1
Складчатая область Сахалина.
2
0,5
0,5
1
Охотоморская плита.
2
0,5
0,5
1
Средиземноморский подвижный пояс.
1
1
Складчатая область Кавказа.
10
3
3
4
Модуль 7
Тихоокеанский подвижный пояс.
5
2
1
2
Модуль 8
Заключение
90
24
24
42
Модуль 3
Модуль 4
Модуль 5
Модуль 6
ИТОГО
7
МОДУЛЬ 1. КРАТОНЫ (ДРЕВНИЕ ПЛАТФОРМЫ)
Рассматриваются древние Arch-Prtz1 платформы Восточно-Европейская
(ВЕП) и Сибирская. Становление основных массивов фундамента платформ
происходило в архее, в раннем протерозое произошла консолидация этих
древнейших массивов, спаявшихся в единый фундамент. Первоначальные
контуры древних фундаментов платформ в ходе развития под воздействием
рифтогенеза меняли свои очертания, в результате чего приобрели угловатый
облик.
Цель модуля 1 ознакомить студентов с формированием древнейших
участков земной коры (стадия кратонизации) и их дальнейшим развитием
(плитный этап), показать, что изменения структурных планов развития
кратонов
происходит
по
геотектоническим
циклам
(байкальскому,
салаирскому, каледонскому, киммерийскому, альпийскому).
Восточно-Европейская платформа.
Восточно-Европейская
платформа
отличается
довольно
высокой
степенью изученности, прежде всего осадочного чехла. Достаточно хорошо
известен рельеф поверхности фундамента Русской плиты, а также рельеф
поверхности Мохровичича в её пределах. В основном выявленной можно
считать
сложную
систему
палеорифтов-авлакогенов
в
фундаменте
платформы. Однако все еще отсутствует достаточно обоснованная схема
внутреннего строения фундамента Русской плиты. Объясняется это крайней
недостаточностью радиометрических датировок, вынуждающей всецело
опираться на петрографический облик пород и распределение магнитных и
гравитационных аномалий.
Восточно-Европейская платформа (ВЕП) представляет собой кратон,
т.е. платформу с древнейшим архей-раннепротерозойским фундаментом,
8
консолидация которого произошла в раннем протерозое, около 1,6 млрд. лет
назад. ВЕП является тектонотипом древних платформ.
В её строении выделяют:
1.фундамент архей-раннепротерозойский (Аzch – Pzt1),
2.проточехол раннепротерозойский (Pzt1 – 900-1650 млн. лет),
3. ранний этап развития (авлакогеновый) – рифей-середина венда,
4.платформенный чехол (венд-кайнозой) – плитный этап. В нем различают
циклы: каледонский (венд – ранний палеозой), герцинский (средний и
поздний палеозой), альпийский (мезозой-кайнозой).
Каждой стадии развития соответствует комплекс пород, сформи
ровавшийся в соответствующие геотектонические этапы развития ВосточноЕвропейской платформы.
Границы платформы:
ВЕП имеет угловатые очертания, обусловленные рифтогенезом. В
поперечнике она имеет около 3000 км. Граница её проходит:
на северо-западе в 200 км северо-западнее линии надвига каледонид,
перекрывающих балтийский щит более чем на 200 км на юго-восток. На
геологических
картах
видно,
что
примерно
до
такого
расстояния
прослеживаются в каледонской складчатости в тектонических окнах
фундамент ( породы архея-нижнего протерозоя);
на северо-востоке от фиорда Варангер до Полюдова камня ВЕП
ограничивают байкалиды Варангер-фиорда, полуостровов Рыбачьего и
Канина и поднятия Тимана. Они также надвинуты на ВЕП;
на востоке граница проходит по герцинскому Предуральскому
краевому прогибу по переднему фронту надвигов Урала от Полюдова камня
на юг по Уфимско-соликамскому прогибу до поднятия Кара-тау, от него по
Бельскому прогибу на юг и далее через Урало-Эмбинские поднятия до
полуострова Бузачи;
на юге граница идет по Донецко-Астраханскому разлому через дельту
Волги и середину Цимлянского водохранилища; огибает герцинский
9
складчатый Донбасс и по системе Волновахских разломов вновь идет на
восток до окончания Сальского выступа Украинского кристаллического щита
(УКЩ). Огибает его с юга и идет на запад через Ейский полуостров,
Сивашский прогиб (гнилое море Сиваш и Перекопский перешеек), по
Каркинитским разломам (по Черному морю);
на юго-западе на ВЕП надвинут альпийский Предкарпатский краевой
прогиб, граница проходит примерно в 70 км к западу от линии надвига
внутри аллохтона до каледонского Свентокшишского поднятия в герцинидах
Польши;
на северо-запад от Свентокшишского поднятия граница идет по
разлому к мысу Ставангер (на западе Скандинавии) – так называемая линия
Торнквиста-Тейссйра.
Земная кора ВЕП континентального типа. В ней выделяются
осадочный слой мощностью от 0 до 5км (в Прикаспийской структуре 20-25
км), гранито-гнейсовый слой – от 10 до 20 км (в Прикаспийской структуре
отсутствует), гранулито-базитовый слой 20-35 км (в Днепрово-Донецком
авлакогене он сокращается до 10-15км). В сверхглубокой Кольской скважине
граница Конрада не обнаруживается, т. к. здесь она представляет собой
разуплотненный слой тех же пород. Глубина залегания поверхности
Мохоровичича от 27-30 до 60-65 км (на большей части площади ВЕП
глубина залегания поверхности Мохо 35-50 км). Тепловой поток составляет в
среднем 30-40 мВт/м2, на УКЩ и в Днепрово-Донецкой впадине до 50
мВт/м2.
Тектоническое районирование Восточно-Европейской платформы.
В пределах платформы выделяют щиты Балтийский и Украинский и
Русскую плиту, закрытую осадочным чехлом палеозойских, мезозойских и
кайнозойских осадков.
Тектоническое районирование фундамента ВЕП.
10
Балтийский щит, Украинский щит, поднятия-мегаблоки ВолгоУральской, Воронежской, Мазурско-Белорусской антеклиз. Фундамент
рассекают авлакогены Средне-Русский, Кировско-Кажимский, КамскоБельский
(Калтасинский),
Сергиевско-Абдулинский,
Московский,
Припятско-Днепрово-Донецкий,
Мезенского
прогиба),
Кандалакшский,
Пачелмский,
Керецко-Лешуконский
Ладожский,
(у
Клинцовский
(Крестцовский). В.В.Ишутин установил в основании Восточно-Русской
впадины наличие единой Баренцево-Каспийской меридиональной системы
рифтов.
Тектоническое районирование Русской плиты (чехла ВЕП).
Антеклизы Белорусская, Воронежская, Волго-Уральская; выступысводы Ветреного пояса (между Кандалакшским авлакогеном и Онежским
озером), также Архангельский, Оренбургский, Ратновский; синеклизы
Московская, Балтийская, Мезенская; прогибы на авлакогенах КрестцовскоОршанский, Пачелмский, впадины Брестская, Львовская, Бузулукская,
Литовско-Латвийская;
впадины
Прикаспийская,
Днепровско-Донецкая,
Балтийская моноклиналь; Днестровский перикратонный прогиб.
Своеобразной структурной формой являются ударные и взрывные
кольцевые структуры. Общим для них является округлая впадина,
выполненная толщей агломератов (иногда мощностью до 1км) и импактитов.
Наиболее известные из них Каменская (позднемеловая), Пучеж-Катунская
(раннеюрская, диаметром 100 км, у г.Горького), Винницкая (меловая, два
кратера диаметром 4 км и 1 км), Калужская (пермская, диаметром 15км), на о
Саарема (четвертичные, диаметром от 16 до 20 метров, окружены валами
высотой 6-7м), самая древняя Карельская (возраст более 1 млрд лет, диаметр
20км).
Фундамент Восточно-Европейской платформы.
Возраст фундамента (время консолидации) раннепротерозойский.
Наиболее изучены щиты, наименее склоны антеклиз и синеклизы.
11
В рельефе поверхности фундамента выделяются щиты, поднятиямегаблоки (антеклизы) и палеорифты-авлакогены. Все эти элементы были
названы выше.
Балтийский щит (в пределах России Карело-Кольский геоблок).
Поверхность его расположена на высоте 0,5-1 км над уровнем моря.
Расчленяется на геологические мегаблоки Северо-Кольский (Мурманский и
Кольский), Беломорский, Карельский, Свекофенский. На западе прослежена
зона высокотемпературного метаморфизма – Лапландско-Беломорский
гнейсо-гранулитовый пояс. Установлено омоложение слагающих БЩ
образований с востока на запад и последовательное надвигание молодых
блоков на древние.
Восточная граница БЩ погружается под чехол и оконтуривается
полосой блоковых смещений фундамента. На юге расположена ЛадожскоМезенская зона блоковых структур активизации. На севере тиманиды
надвинуты на докембрий в виде чешуй верхнего протерозоя.
Северо-Кольский (Кольский и Мурманский) блок сложен плагиомикроклиновыми гнейсами (возраст>2,8 миллиарда лет) и разновозрастными
гранитами с реликтами древнейших амфиболитов. Гнейсы собраны в
изоклинальные складки, среди которых встречаются гнейсовые купола.
Выше располагается кольская серия нижнепротерозойских двуслюдяных,
биотитовых гнейсов, амфиболитов, железистых кварцитов. На них залегают
менее метаморфизованные и слабо дислоцированные породы верхов нижнего
протерозая.
Северо-Кольский блок с юга отделен от Беломорского ЛапландскоБеломорским гнейсо-гранулитовым поясом, по которому первый надвинут на
второй. Это полоса до 15 км шириной с крупными массивами габбро и
бластомилонитами (в Финляндии эта зона надвигов с линзами и массивами
ультросновных пород). Роль этого пояса в структуре Балтийского щита до
сих пор не выяснена. Финские и норвежские геологи предложили модель, по
которой
его
заложение
происходило
в
результате
рифтогенеза
и
12
формирование его структуры в условиях коллизии Центрально-Кольского и
Карельского блоков. Эта схема вполне вероятна и подтверждается рядом
фактов, но существование и последующее закрытие бассейна океанического
типа на кратоне пока ничем не подтверждается.
Беломорский блок сложен древнейшими дислоцированными породами,
объединенными в структурный этаж–беломориды. Выделяют нижний и
верхний комплексы пород. Нижний комплекс – ранний (нижний) архей (2,85
миллиарда лет). Сложен породами фации гранулитового метаморфизма,
чарнокитами, мигматитами, гиперстеновыми долеритами. Верхний комплекс
– сложен плагиоклазовыми и плагиоклаз-микроклиновыми гранитами,
метаморфическими породами амфиболитовой фации. Возраст – поздний
(верхний) архей (2,7 миллиарда лет).
Карельский блок сложен в основном карелидами (Рztz1). В основании
лежит нижнеархейский лопийский комплекс – кристаллические образования
со свекофенскими гранитоидами. На юге Карелии архейский фундамент
отсутствует. Для карелид характерен петельчато-мозаичный структурный
план (глубинный диапиризм на фоне многократных деформаций).
Украинский щит. С севера ограничен Припятско-Донецкой системой
разломов (Волновахские и Припятские разломы), на юге системой разломов
Белгородский, Каркинитский, Главный Азовский. По возрастному и
петрографическому критерию выделяются мегаблоки Волыно-Подольский,
Кировоградский,
Приднепровский,
Приазовский.
Более
молодые
(омоложенные) блоки Кировоградский и Приазовский надвинуты на
промежуточный Приднепровский.
Архейские толщи слагают массивы Подольский, Приднепровский,
Приазовский. Возраст их 3,1-3,0 миллиарда лет – это мигматиты и граниты;
более молодые (2,8-2,7 миллиарда лет) – пироксеновые сланцы и гнейсы с
телами метабазитов, кварцевые диориты, граниты, аплито-пегматоидные
граниты. В Приднепровском массиве распространены узкие сжатые
13
слинлинории, в Волыно-Подольском и Приазовском преобладают гнейсовые
купола.
Для Приазовского массива хорактерны щелочные интрузии возрастом
1,7 миллиарда лет, (сиениты, субщелочные граниты, сиенитовые пегматиты,
калиевые микроклиновые граниты). В структуре массива выделяется
Центрально-Приазовский синклинорий¸ сложенный субмеридиональной
десятикилометровой мощности толщей центрально-приазовской серии –
терригенными породами в амфиболитовой фации, сменяющиеся вверх по
разрезу вулканогенными образованиями-метаамфиболитами.
Кировоградский массив сложен энсиалической раннепротерозойской
толщей
Курско-Криворожской
Саксаганский
зеленокаменная
и
складчатой
Криворожский).
толща,
вверху
В
системы
основании
(синклинории
разреза
сланцево-джеспилитовая
залегает
толща
с
магнетитовыми и гематитовыми рудами. Саксаганский синклинорий узкий,
наклонен на восток и обрезан глубинными разломами на западе.
Крупнейший Коростеньский интрузивный массив представляет собой
лакколит, сложенный анортозитами (лабрадоритами), габбро-норитами, по
периферии гранитами-рапакиви.
Основные глубинные поперечные разломы рассекающие УКШ:
Криворожско-Кременчугский, Орехово-Павлоградский.
Русская плита.
Площадь её 4 млн. км2. Границы определены полем распространения
палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений. Тектоническое
районирование приведено выше.
Воронежская антеклиза (ВА). Её границы. Разделяется на Сумский,
Курско-Белгородский
и
Воронежский
блоки.
На
востоке
антеклиза
осложнена Доно-Медведецким валом (авлакогеном). Фундамент расположен
на отметке +100 м. Северное крыло пологое. Здесь фундамент постепенно
погружается до глубины 1250 м, а на юге и юго-западе он уже на глубине >
14
4-5 км. Раннеархейские структуры имеют северо – северо-северозападное
простирание, пронизаны массивами мигматитов плагиогранитового состава.
В них раннепротерозойские троги, напоминающие прогибы криворожской
серии нижнего протерозая. Внизу это сланцево-кварцитовая толща; выше
рудные гематит-магнетитовые кварциты. Докембрий перекрыт известняками
девона, минимальной мощностью в своде антеклизы 60-80м.
Белорусская антеклиза (БА). Границы. Западное крыло антеклизы
срезается меридиональным разломом, фундамент здесь погружается до 8-10
км. На своде фундамент лежит на отметках +85, -250.Крылья антеклизы под
чехлом сложены рифеем, в своде лежит средний палеозой, все перекрыто
мезозойским чехлом. В верховых р. Неман на архее лежат четвертичные
отложения. Архей представлен чарнокитовыми мигматитами, амфиболитами,
габброидами и гранитами.
Волго-Уральская антеклиза (ВУА). Границы. Это поднятие, состоящее
из массивов миндалеобразной кофигурации архейской консолидации с
телами базитов и гранитов, залегающих на глубинах на поднятиях от 1 км до
2-3 км, во впадинах от 4-5 км до 9 км.
Тектоническое районирование антеклизы. Выделяются ТатарскоТокмовский, Волго-Вятский и Жигулевско-Пугачевский мегаблоки. От
Татарского свода на север простирается Коми-Пермяцкий свод. От
Токмовского свода на север отходит Котельническое и Сысольское поднятие
(Сыктывкарский свод). Коми-Пермяцкий и Сыктывкарский своды образуют
Волго-Вятский мегаблок. На юге антеклизы расположена ЖигулевскоПугачевская зона поднятий.
Токмовский свод осложнен Окско-Цнинским и Сурско-Мокшинским
валами. Фундамент рассечен Казанско-Сергиевской системой авлакогенов
(Калтасинский, Кировский, Кажимский, Казанский, Сергиевский), на
которую наложены Сергиевский, Кажимский прогибы. Камско-Бельский
прогиб на Калтасинском авлакогене. Мелекесский (Бузулукский) прогиб на
15
Абдулинском авлакогене отделяет от Татарского и Токмовского сводов
Жигулевско-Пугачевскую зону поднятий.
В рифее-раннем палеозое антеклиза представляет собой поднятие в
составе Сарматского щита. С середины девона с расколом щита ПрипятскоДнепровско-Донецким авлакогеном антеклиза погружается на 1,5-3км, в
перми происходит поднятие в связи с герцинским орогенезом на Урале,
накапливаются
континентальные
и
лагунные
отложения.
Структура
перестает существовать.
С юго-запада ВУА ограничена Пачелмским прогибом, отделяющим её,
от Воронежской антеклизы. Прогиб заложился на Пачелмском авлакогене.
Длина его 700км, ширина 60-100км, мощность отложений составляет 3-5км, в
том числе 2км рифея. В раннем палеозое прогиб входил в состав Сарматского
щита, с распадом щита в среднем девоне на его месте возник РязаноСаратовский прогиб и с позднего девона он перестает существовать как
структура.
Московская синеклиза. Как структура проявилялась с венда-раннего
палеозоя до позднего палеозоя. Границы: Московская синеклиза отделена
Великоустюгской седловиной от Мезенской синеклизы; на западе ограничена
Крестцовским (Валдайским) авлакогеном.. На востоке – Волго-Уральская
антеклиза. На севере Кандалакшский,, Яренский
Онежский,
Пинежский,
Нижнемезенский,
(СВ простирания),
Притиманский
авлакогены.
Складчатое сооружение Тимана надвинуто с северо-востока. Заложена на
Среднерусской системе авлакогенов (Гжатском, Солигаличском, Сухонском).
Синеклиза прогибалась в рифее и в палеозое-мезозое. Мощность рифея
2,7 км (скважина к югу от Москвы на глубине 4783 м не вышла из отложений
рифея), мощность нижнего палеозоя 0,5км, среднего и верхнего более 1км.
Мезозой составляет всего 0,3 км.
В раннем кембрии в синеклизе накапливались глины, алевролиты.
Далее до среднего девона территория вышла из режима осадконакопления. С
середины
девона
до
турне
накапливались
терригенно-карбонатные
16
отложения, известны бурые угли (Подмосковный бассейн). В конце мела
область окончательно вышла из режима осадконакопления.
Прибалтийская синеклиза. Глубина залегания фундамента 5-6 км.
Выполнена отложениями нижнего палеозоя.
Припятско-Днепрово-Донецкий прогиб. Заложился на одноименном
авлакогене с середины девона, как прогиб существовал до раннего триаса. В
девоне сформировалась своеобразная эвапарито-вулканогенная формация.
Украинская синеклиза. Существовала только в мелу. Выполнена
формацией писчего мела мелового возраста.
Прикаспийская
структура
(впадина,
синеклиза,
перикратонный
прогиб). Отличают уникально большая мощность осадков, гигантское
соленакопление, отсутствие гранито-гнейсового слоя коры. Изучена методом
МОГТ (метод общей глубинной точки) и газопоисковым бурением. По
геофизическим данным в центре структуры под осадочным слоем находятся
толеитовые базальты.
На северо-западе фундамент расположен на глубине до 3 км, но по
системе флексур и разломов погружается к центру структуры на глубину 1525 км, где из разреза выпадает гранито-гнейсовый слой. На севере
выделяется уступ фундамента – Волгоградско-Оренбургский – высотой до 23 км. На востоке глубинный разлом отделяет синеклизу от Мугоджар и
Урало-Эмбинских поднятий. На северо-востоке структуры известны своды
Хобдинский (Северо-Прикаспийский), на востоке Аралсорский (ВосточноПрикаспийский), на юго-западе Астраханское сводовое поднятие. Все эти
структуры выделяются под подсолевым комплексом, поэтому глубина
кровли сводов 7-9 км, только Астраханского – 4км. На юго-западе
выделяется Каракульский краевой прогиб с двумя конусами выноса с югозапада.
Впадина выполнена толщей рифея и фанерозоя. В ней выделяются
нижний и верхний подсолевые комплексы.
17
Нижний подсолевой комплекс представлен мощными отложениями
рифея–нижнего палеозоя (7км). Эта карбонатно–доломитовые и терригенные
отложения.
Верхний подсолевой комплекс имеет мощость 10 км и включает
интервал от среднего девона до артинского яруса нижней перми.
Распространен по всей территории впадины. По западному и северному
бортам впадины протягивается барьерный риф. Высота рифа до 1700 м, в
стратиграфическом разрезе он продвинут к центру впадины на 50 км и
сменяется глубоководными карбонатно-глинистыми отложениями.
Эвапоритовый комплекс имеет мощность 3 км. Возрастные границы от
ранней перми (кунгурское время) до поздней перми (казанское время). Соли
образует купола диаметром до 100 км. На глубине 1-1,5 км они соединяются
в протяженные гряды. По А.Л.Яншину соленакопление шло на больших
глубинах в условиях некомпенсированного прогибания бассейна. За 10 млн.
лет накопились мощные толщи соли, после чего бассейн заполнился
обломочными осадками и превратился в эпиконтинентальную впадину.
Прогибание продолжается до сих пор.
В подсолевом комплексе выявляются нефтегазовые конденсатные
месторождения, связанные с рифогенными ловушками. Высокоамплитудные
рифы
обычно
располагаются
на
крупных
тектоноседиментационных
структурах-мегавалах (длина их до 200 км, ширина до 60 км). Они
располагаются в прибереговых частях впадины.
Надсолевой
комплекс
представлен
мощными
терригенными
отложениями мезозоя и кайнозоя, которые прорываются куполами солей
эвапоритового комплекса. В юрских и меловых отложениях вокруг
конседиментационных куполов и диапиров имеются залежи углей. На
Астраханском
своде
обнаружено
газоконденсатное
месторождение
в
карбонатных породах среднего карбона. В газе 58% углеводородов (высокое
содержание конденсата !), 24% Н2S и 18 % СО2. В настоящее время на
18
российской и кзахстанской частях структуры выявлены новые крупные
месторождения газа.
Прикаспийская структура представляет собой особый тип структур –
перикратонные прогибы, формирующиеся на стыке разновозрастных
складчатых поясов и древних платформ.
Основные этапы геологического развития Восточно-Европейской
платформы.
Этап консолидации фундамента
На
протяжении
древнейшие
блоки
архея
и
фундамента,
раннего
протерозоя
сложенные
саамским
формировались
и
лопийским
комплексами пород архейского возраста и нижнепротерозойским карельским
комплексом. Развитие континентальной коры в каждую из этих эпох,
соответствующую комплексам, завершалось орогенезом (диастрофизмом) и
гранитообразованием.
Строение блоков однотипно. Рассмотрим пример Приднепровского
блока УКЩ:
1.На
его
площади
высокометаморфизованных
преобладают
пород,
между
гранито-гнейсовые
которыми
купола
располагаются
зеленокаменные пояса. Купола имеют диаметр 40-60 км, иногда они
сгруппированы в оваловидные структуры длиной более 100 км. В ядрах
куполов мигматизированные породы – тоналиты (семейство гранитоидов с
содержанием кварца >20%, биотита и роговой обманки до 30%, полевой
шпат представлен плагиоклазом). В куполах обычны гранулиты, имеющие
гнейсовидную структуру (полевошпатовый состав, с кварцем или без,
характерен гранат), чарнокиты (кварца 20-50%, калий-натровые полешпаты,
темноцветы представлены гиперстеном, гранатом, диопсидом, биотитом),
эндербиты (плагиоклазовые чарнокиты). Эти породы объединяются в серые
гнейсы. Возраст серых гнейсов УКЩ – 3,7 миллиардов лет (катархей), на
Балтийском щите – 3,1 миллиарда лет (архей). В серые граниты обычно
19
включены метабазиты (спилиты – измененные базальты с вторичными
альбитом, хлоритом, эпидотом) и ультрабазиты.
2. Межкупольные пространства заняты зеленокаменными поясами. Это
причудливые полосы шириной до 10-15 км и 30-100 км по простиранию.
Породы поясов деформированы в изоклинальные складки. Низы разреза
сложены основными эффузивами спилит–диабазового состава, иногда
сильнометаморфизованные. Содержат пачки железистых кварцитов, в
Карелии описаны ультроосновные лавы. В верху разреза кислые эффузивы,
кератофиры и фельзиты с прослоями кварцитовидных песчаников и
гравелитов. Среди них наблюдаются межпластовые тела серпентинитов,
перидотитов, габбро-норитов.
Низы разреза архея (беломориды) относятся к саамскому комплексу, а
верхи к лопийскому. Верхний саамий известен кроме Балтийского щита в
Жигулевско-Пугачевском
своде,
на
УЩ
в
Волыно-Подольском
и
Приазовском блоках. Лопийский комплекс обнажен в Кольском и
Карельском блоках, на УКЩ на Волыно-Подольском, Приднепровском и
Приазовском
блоках,
в
центральной
части
Воронежского
массива.
Комплексы разделены саамским диастрофизмом (3400 миллионов лет),
разделившим ранне- и позднеархейские эпохи.
На
границе
архея
и
протерозоя
произошла
ребольская
фаза
складчатости (2 600 – 2 900 миллионов лет), подвергшая метаморфизму и
деформациям
кольскую
и
беломорскую
серии
пород,
пронизанных
гранитными и тоналитовыми интрузиями. К концу архея были созданы блоки
с континентальной корой Мурманский, Кольский, Беломорский, Карельский,
Волыно-Подольский, Кировоградский, Приднепровский, Приазовский.
Раннепротерозойские серии (карельский комплекс–карелиды) известны
везде, кроме Беломорского и Мурманского блоков. На УКЩ это
криворожская
серия,
состоящая
из
трех
свит:
нижней–обломочной
(песчаники, конгломераты, филлиты, графитовые сланцы, вулканиты-
20
амфиболиты), средней–ритмичное чередование джеспилитов и кремнистых
пород и верхней–терригенной.
В Карельском блоке нижний протерозой представлен сумийским
комплексом. Это метаморфические вулканические породы и вверху
обломочные. Сумий известен вдоль Восточно-Карельской шовной зоны.
В Кольском блоке серия кейв выполняет кейвский синклинорий. Это
высокоглиноземистые
породы,
источником,
которых
являлась
кора
выветривания.
Завершается ранний протерозой свекокарельской (свекофенской)
складчатостью, консолидировавшей фундамент 1 800-1900 миллионов лет
назад.
Протоплатформенный чехол.
После свекофенской складчатости формируется протоплатформенный
чехол. Первый осадочный платформенный чехол в Карельском блоке
слагают
породы
Приднепровском
ятулийского
блоке.
В
комплекса.
Карелии
в
Аналоги
основании
известны
разреза
–
в
коры
выветривания, выше залегают конгломераты, аркозы, кварциты и у
Онежского озера морские карбонатные толщи (в их верхах встречены
шунгиты). Чехол образует плоские широкие синклинали, часто покровнонадвигового строения. В ятулийскую эпоху происходит стабилизация
континентальных массивов.
1,9-1,8 миллиардов лет назад на всей территории платформы
происходит внедрение калиевых гранитов. Позже (1,65-1,55 миллиардов лет)
внедрялись интрузии гранитов–рапакиви (выборгский эпизод орогенеза), в то
же время появились первые щелочные интрузии, а также щелочноультроосновные породы с карбонатитами Приазовского блока.
Раннерифейский этап – авлакогеновый. Длительность этапа до 1
миллиарда
лет.
нижнерифейский
После
внедрения
платформенный
гранитов-рапакиви
чехол.
Это
формируется
иотнийские
песчаники
21
Балтийского щита, овручские песчаники УКЩ, кварцитовидные песчаники
ВУА. В разрезах характерны силлы диабазов.
В конце раннего рифея происходило растяжение молодого фундамента
и закладка сети палеорифтов-авлакогенов. На протяжении всего среднего
рифея они разбивают фундамент на серию блоков, соответствующих щитам
и массивам. Происходит перестройка структурного плана платформы.
Гигантские грабены рассекли ВЕП на возвышенные западную и восточную
части. Выделились Балтийский щит и Сарматская зона поднятий или
Сарматский щит (включающий современные БМ, УКЩ, ВА, Пачелмский
прогиб, ВУА).
Грабены выполнены мощными красноцветами и вулканогенными
толщами среднего рифея В основании толщи до 400 м лавовых покровов
базальтов, диабазов, туфов, силлов долеритов. В районе Кандалакши
известны ультро-основные интрузии с трубками взрывов.
Верхний
рифей
представлен
более
мелкозернистыми
песчано-
глинистыми породами. На востоке платформы в них прослежены горизонты
конгломератов, аркозов, эффузивов, карбонатов лагун и мелководных
заливов. Рифей отличался жарким сухим климатом.
Плитный этап
В венде начинает формироваться плитный чехол. Отложения венда
«выплескиваются» из рифтов на водораздельные пространства. Самая
древняя вильчанская серия отложений развита в Белоруссии, на Волыни, на
Балтийском
щите,
в
Пачелмском
и
Ладожском
авлакогенах.
Она
представлена красноцветными отложениями, в которых встречены тиллиты и
ленточные глины лапландского горизонта. Это свидетельствует о том, что
климат стал холоднее, чем в рифее,
Волынская
серия
среднего
венда
на
юго-западе
платформы
представлена базальтовыми лавами и пирокластитами. В это время
22
происходит
становление
структур
плиты.
Закладывается
впадина,
включающая Московскую синеклизу.
Валдайская серия верхнего венда распространена повсеместно. Это
аргиллиты, конгломераты, песчаники, заполняющие впадины и прогибы.
Формируются синеклизы (Московская, Прикаспийская, Рязано-Саратовский
прогиб).
Нижнепалеозойский этап развития.
После байкальской складчатости формировался Тиман и структуры
Западного Урала, что привело общему поднятию платформы. Отложения
нижнего палеозоя выполняют Прикаспийскую структуру, оконтуривают югозапад и запад УКЩ и БА, известны также на севере вдоль Тимана.
Стратонипами нижнего палеозоя являются его отложения вокруг БЩ, в
Балтийско-Баренцовоморском прогибе, в так называемом «ПалеобалтийскоБаренцевомоском
палеопроливе».
Нижний
кембрий
представлен
пестроцветами, перекрытыми горизонтом синих глин. К среднему кембрию
относится
эофитоновый
(водорослевый)
фукоидный
горизонт
с
гиероглифами, знаками ряби, косой слоистостью). Верхний кембрий нигде на
платформе не известен. Русская плита в кембрии представляет собой низкую
холмистую равнину.
В
ордовике
«пролив»
превращается
в
залив,
формируется
Палеобалтийская синеклиза. Она выполнена карбонтным комплексом с
трилобитами. На Волыни он замещен граптолитовыми сланцами мощностью
1-2 км (верх разреза уже силурийский).
Карбонатные отложения силура известны там же.
Средне-верхнепалеозойский
структурный этаж
или герцинский
(варисский) этап развития платформы.
Нижний девон во Львовской впадине, в Латвии и Калининградской
области представлен пестроцветной толщей. В Московской синеклизе это
базальный песчано-глинистый горизонт. На всей остальной территории
23
осадконакопление началось со среднего девона, в т.ч. в Прикаспийской
структуре и на Урале.
Структурная
перестройка
на
Восточно-Европейской
платформе
началась со среднего девона (начало герцинского геотектонического этапа),
когда
регенерировался
Припятско-Днепрово-Донецкий
авлакоген.
Он
расколол Сарматский щит на УКЩ и Воронежскую антеклизу, отделилась
Волго-Уральская антеклиза в результате заложения Русско-Балтийского
прогиба (впадина Рига-Москва-Рязань-Почелмский прогиб), заполненного
эйфельскими пестроцветами с панцирными рыбами.
В конце эйфельского века погружается Волго-Уральская антеклиза, на
месте Русско-Балтийского прогиба формируется Восточно-Русский бассейн
(впадина). Волго-Уральская антеклиза проявляется в виде архипелага
островов.
В живетский век формируются отложения Главного Девонского поля
(Прибалтика) и Центрального девонского поля (Воронежская антеклиза).
Везде мелководные морские осадки. Перед франским веком произошло
кратковременное поднятие с континентальным осадконакоплением. На
Западе это косослоистые красноцветы с остатками рыб (толща похожа на
OLD Red Англии). В центре платформы (Московская синеклиза) – морские
осадки, на них континентальные красноцветы
и известняки мелководья.
Восточнее появляются морские терригенные и далее на восток карбонатные
отложения. Здесь во фране выделяется фация битуминозных глинистых
отложений (черные сланцы доманиковой фации). Прослежены биогермы и
органогенно-детритусовые сооружения – барьерные рифы. Рифы в течении
раннего и среднего карбона мигрируют на запад.
В Припятско-Донецком прогибе накапливались в среднем девоне
галоидные толщи и вулканиты. Скважинами вскрыты жерла стратовулканов
Верхний девон представлен карбонатами.
В Прикаспийской синеклизе в позднем девоне по северному и
западному бортам протягивается до Приуралья барьерный риф. Он образует
24
уступ высотой до 1700 км, точнее 3 уступа, т.к. наиболее молодые рифы
продвинулись в сторону центра впадины до 50 км. За рифами отложились
глубоководные
маломощные
карбонатно-глининые
обложения.
Это
опровергает мнение о поднятии в позднем палеозое Прикаспийской
структуры, тем более что на юго-западе среди карбонатных отложений
обнаружены два конуса выноса со стороны Скифской плиты.
В каменноугольный период бассейнами осадконакопления являлись
Лавовско-Волынский, Днепровско-Донецкий, Восточно-Русский (включая
Прикаспийский) прогибы.
В Днепровско-Донецком бассейне в турнейскую и визейскую эпохи
формировалась карбонатная толща, с конца визея и включая поздний карбон
формировалась паралическая угленосная толща, в конце карбона –
араукаритовая толща.
В
Восточно-Русском
седиментационном
бассейне
в
карбоне
сформировалась толща мощностью на западе 300-500 м, а на востоке 10001500 м. В турне-визейско-серпуховском цикле формировалась лимническая
уленосная (буроугольная) толща, в башкирском веке – кора выветривания,
пески, глины, в московском веке и в позднем карбоне пески и глины с
брахиоподами и дельтовыми и прибрежными морскими известняками. К
востоку к Уральскому бассейну отложения карбона становятся морскими,
появляются рифовые постройки.
В ранней перми Восточно-Русский бассейн с Предуральским краевым
прогибом представлял собой некомпенсированный прогиб. Существовали
полуизолированные бассейны на юге и в центре, в которых накапливались
красноцветы и эвапориты В начале поздней перми прогиб компенсируется
осадками, а в конце пермского периода прогиб прекращает свое
существование в связи с ростом Урала.
В
этот
же
период
формировался
эвапоритовый
комплекс
в
Прикаспийской впадине (см. стр 5)
25
Герцинский
орогенез,
проявившийся
в
геосинклиналях
обрамлявших платформу с юга и востока, вывел Восточно-Европейскую
платформу из режима морского осадконакопления. Триасовые отложения на
Русской плите выполняют лишь внутренние части герцинских впадин. Это
регрессивный комплекс, представленный континентальными терригенными
фациями, завершает герцинский геотектонический этап развития платформы,
Отложения
комплекса
известены
в
Припятской,
Польско-Литовской,
Украинской впадинах, Преддонецком прогибе, Прикаспийской впадине, в
центре и на северо-восточной окраинах Московской синеклизы. Это
континентальная
пестроцветная
толща
(в
Прикаспийской
синеклизе
морская), сложенныя дельтовыми отложениями, поступавшими со стороны
Урала. Выделение из пермских отложений триасовых и их корреляция
произведена по рептилиям, рыбам, остракодам и растениям.
На рубеже триаса и юры седиментация прекращается и возобновляется
в середине средней юры (доггера). Это рубеж герцинского и альпийского
геотектонических этапов.
Юрский седиментационный цикл. Нижнеюрские континентальные
песчано-глинистые отложения с бурыми углями сменяются известняками
тоара и аалена, известняками-ракушечниками бата-байоса. На Воронежской
антеклизе залегают континентальные глины, которые в байосе-бате
распространяются на
севере
до
Баренцева
моря
и
на
востоке
в
Прикаспийскую синеклизу.
Ранний мел представлен морской терригенной формацией, поздний в
Украинской синеклизе морской карбонатной (фацией писчего мела).
Палеоген распространен на юге Русской плиты. К палеоцену относятся
морские
глинисто-карбонатные
отложения,
эоцен
представлен
фораминиферовой серией, олигоцен и нижний миоцен (низы неогена)
представлен глинами «майкопской серии», залегающими с перерывом на
палеогене.
26
В неогене на юге Русской плиты и частично на Украинском щите
распространены осадки замкнутых и полузамкнутых внутренних-морей
Паратетиса.
Мегматизм Восточно-Европейской платформы
В истории магматизма Восточно-Европейской платформы ведущая
роль принадлежит базальтам, но уже в конце протерозоя появляются более
кислые андезито-базальты, андезиты, дациты. С конца венда их роль
уменьшается, наряду с толеитовыми базальтами возрастает значение
щелочно-базальтовой и щелочно-ультраосновной магмы.
Магматизм на Восточно-Европейской платформе эпизодический и
локальный,
связан
с
основными
эпохами
тектонического
развития
платформы.
Платформенный магматизм наиболее рано проявился в раннем рифее.
В Камско-Бельском ( Калтасинском) авлакогене известны лавы базальтов и
порфиритов. В Пачелмском, Крестовском, Ладожском авлакогенах известны
среднерифейские лавы базальтов, силлы и дайки диабазов. В Белоруссии и на
УКЩ вулканиты кислого, среднего и основного состава (диабазы, кварцевые
порфириты).
В венде в вильчанской серии выделяется мощная толща вулканитов –
трапповая формация (долериты, базальтовые лавы, их туфы, силы диабазов,
трубки взрывов, андезиты, дациты). В Балтийском палеопрогибе известны
валдайские горизонты туфов.
В раннем палеозое магматизм проявляется редко, связан он с
герцинской фазой тектогенеза. На северо-востоке, востоке и на юго-востоке
(Средне-Русский авлакоген, Воронежская антеклиза, Татарский свод)
отмечены небольшие излияния лав толеитовых базальтов; силлы и дайки
долеритов и диабазов. В Днепрово-Донецком авлакогене магматизм
продолжался до мезозоя. В раннем девоне и в эйфельском веке в
предрифтовую стадию внедряются мелкие массивы и дайки ультрамаффитов
27
и габброидов. Регенерация рифта в конце среднего девона привела к
излиянию щелочных базальтоидов и трахибазальтов в Волновахе, на
Припятском валу и толеит-базальтов на Черниговском выступе (2 очага).
На Кольском полуострове в это время внедрились два массива
центрального типа Хибинский и Лавозерский (нефелиновые сиениты и
щелочные породы с апатитом, редкими землями, нефелином). Они относятся
к Балтийскому поясу внутриплитного магматизма, который тянется на запад
на 2060 км до Осло ("горячая точка").
В карбоне магматизм известен в Донбассе, где изучены дайки, силлы
щелочных пород, пермские монцониты, в триасе андезиты и трахиандезиты,
в юре дайки щелочных базальтов.
Полезные ископаемые
С фундаментом платформы связаны:
Железные руды – Криворожское и Кременчугское месторождения,
Курская магнитная аномалия – месторождения раннепроторозойского
времени преимущественно магнетит в кварцитах. Разработка открытым
способом, запасы в десятки раз больше чем в Кр. Роге. Балтийский щит: Fе
руды
Заимандровского
района
(база
для
Череповецкого
металлург.
Комбината).
Сu – N: сульфидные руды связаны с основными и у.о. интрузиями
Печенги и Мончегорска (Ni, Сu, Co, Au, Ay, Pt, Se,The).
Слюда-мусковит в Карелии и на Кольском полуострове.
Апатиты в Хибинском массиве (Кольский п-ов). Массив имеет форму
лакколита нефелиновых сиенитов. В висячем боку руды из нефелина и
апатита. Запасы крупнейшие в мире.
Графит (6-15%) в породах бугской серии УКЩ.
Граниты – рапакиви, лабрадориты Житомира и др.
Месторождения в осадочном чехле.
28
Горючие сланцы ордовика в Прибалтике (Лен. обл. – m 0,15-0,20 м, в
Эстонии – m до 1,5 м).
Каменные и калийные соли кунгурского возраста. Илецкие, ВерхнеКамское (КСL) м-я. Р Соли Донбасса (Славянск), Баскунчака и Эльтона.
Пермские гипс и ангидрит.
Фосфориты J – Московская, Иван., Горьк, Куйб. обл. Меловые
фосфориты (Кинешма, Верхне-Камское м-е). В Прибалтике фосфориты Рz1.
Писчий мел – Белград.
Марганцевые руды
в Никополе. Олигоценовый рудный пласт
псиломелана, пиролюзита и манганита.
Тихвинское м-е бокситов в толще С1.
Бурые железняки С в районе Липецка. В Никитовке с разрывами в
породах карбона связаны м-я ртути.
На севере УКЩ открыты титановые и титан-циркониевые
россыпи. Каменный уголь в бассейнах Донецком, Подмосковном,
Львовско-Волынском.
Нефть – Волго-Уральская провинция, нефтеносные р-ны Припятский,
Прикаспийский. Газ – Шебелинка, Саратовские поднятия, Оренбургское м-е.
Минеральные воды.
Проектные задания
Здесь и далее задания даются по учебнику Н.В.Короновского
"Региональная геология СССР", указываются страницы и схемы, а также на
каких картах геологических и тектонических они выполняются.
Задание 1. Границы ВЕП (стр.19-21). С помощью схемы (на стр.20)
проследить границы на тектонической карте. Знать с какими регионами ВЕП
граничит, по каким структурам проходит граница.
Задание 2. Тектоническое районирование ВЕП (стр.22-24, схема на
странице 23, тектоническая карта). На карте с помощью схемы выделить
29
структуры ВЕП (на схеме цифры 1-9 в кружках). Различать структуры
фундамента и чехла. На схеме (рис.7, стр.32) и тектонической карте выделить
авлакогены (номера в списке соответствуют номерам на схеме):
рифейские:
1-Ладожский,
Казанско-Сергиевский,
2-Кандалакшский,
6-Камско-Бельский,
3-Мезенский.
5,8-
7-Абдулинский,
9-
Среднерусский, 10-Московский, 11-Пачелмский, 13 (северная часть)Крестцовский;
герцинский: 15-Припятско-Днепровско-Донецкий.
Примечание: На картах структуры показывать указкой, оконтуривая
всю структуру по самой низкой стратоизогипсе. Авлакогены, глубинные
разломы, валы показывать линией по оси.
Задание 3. Используя конспекты лекций, учебник, геологическую и
тектоническую карты восстановить геологическую историю, развитие той
или иной структуры по заданию преподавателя.
Задание 4. Выделить геотектонические этапы в истории ВЕП:
рифейский
(авлакогеновый),
позднепалеозойский
(герцинский
раннепалеозойский
или
варисцийский),
(каледонский),
мезозойский
и
кайнозойский (альпийский). Охарактеризовать структурный план в начале и
в конце каждого геотектонического этапа. Проследить историю каждой
структуры в течение этапа.
Тестовые задания: показать границы и структуры фундамента и чехла
ВЕП на картах, на картах показать основные структуры геотектонических
этапов, прочитать на карте их эволюцию в течение этапа (время заложения,
развитие, время расформирования).
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам:
1. Общая характеристика и границы Восточно-Европейской платформы.
2. Тектоническое районирование Восточно-Европейской платформы.
3. Рифейский этап развития Восточно-Европейской платформы.
30
4. Раннепалеозойский этап развития Восточно-Европейской платформы
(ВЕП).
5. Позднепалеозойский этап развития ВЕП.
6. Мезозойский этап развития ВЕП.
7. Авлакогены ВЕП.
8. Балтийский щит.
9. Московская синеклиза.
10. Волго-Уральская антеклиза.
11. Полезные ископаемые ВЕП.
Сибирская платформа.
Введение. Рельеф. Границы.
Тектоническое районирование: щит Алдано-Становой, Анабарский
массив; плита Лено-Енисейская.
В фундаменте Сибирского кратона выделяются авлакогены: ВилюйскоПатомская система авлакогенов (Патомский и Уринский авлакогены.
Патомский заложился в рифее, вся система сформировалась в середине
девона. Уринский состоит из Кемпендяйского грабена и Сунтарского горста,
между ними Ыгыатинская впадина, этапы развития Уринского авлакогена–
рифей-силур,
девон-пермь,
юра-мел),
Улканский
(поздне-ранне
протерозойский), Котуйский (Маймеченский) к западу от Анабарской
антеклизы (в палеозое-триасе вулканизм), Уджинский (заложился в
протерозое, в середине палеозоя происходит инверсия и в позднем палеозое и
мезозое это горст-антиклинорий), Хастахский (у Оленекского выступа),
Иркинеевский заложился в рифее (рифей деформирован байкальской
складчатостью) и в раннем триасе в результате инверсии превращен
в
Иркинеевскую антиклиналь, Игаро-Норильский рифейского возраста.
На Ленно-Енисейской плите выделяются: синеклизы Тунгусская,
Вилюйская, Тассеевская (к северу от Иркинеевского авлакогена); Байкитская
31
антеклиза; впадины: Лено-Хатангская, Енисей-Хатангская, Ангаро-Ленская
ступень, Иркутская, Чульманская, Канская, Рыбинская; юрский АнгароВилюйский прогиб; антеклизы Алданская и Анабарская.
Попигайская астроблема
Алдано-Становой
щит.
Границы.
Рельеф.
Сложный
рельеф
фундамента. Алданское сводовое поднятие и Становое сводовое поднятие.
Разделены зоной глубинных разломов (ширина зоны 50-100 км – сбросы,
взбросы, надвиги, сдвиги). Длина до 1100 км.
В восточной части Алданского щита – Улканский авлакоген (Учурская
впадина), выполненный рифеем. На востоке Маймаканское сводовогорстовое поднятие (у Нельканского разлома, Учурская впадина южнее и
западнее). Грабенообразные впадины мезозойские Чульманская, Токкинская
и кайнозойская Чарская. Становое поднятие надвинуто на Алданское (на
некогда единую Чульманско-Токкинскую впадину).
Меридиональными разломами Алданское поднятие разделено на блоки
Чара-Олекминский, Иенгрский (Центр.-Алданский), Тимптоно-Учурский,
Батомгский. Эти мередиональные структуры торцом сочленяются с
широтными структурами Станового свода.
Становое поднятие. В отличие от Алданского свода на нем нет
мезозойских и кайнозойских впадин, т.к. оно воздымалось в неогенчетвертичное время на 1,5-2 км. Во второй половине мезозоя Становое свод
был
охвачен
тектоно-магматической
активизацией,
Общее
поднятие
сопровождалось вулканическими извержениями, внедрилось множество
интрузивных тел. Вулканиты андезитового и дацит-риолитового состава,
интрузии
представлены
крупными
батолитами
(позднеюрскими
и
раннемеловыми) гранитоидов и кварцевых сиенит-диоритов. Раннемеловые
граниты сменяются на западе мелкими массивами субщелочных и щелочных
пород. Крупные массивы Джугджурский и Каларский и мелкие между ними
представлены анортозитами, габбро-анортозитами, которые формируют
Восточно-Азиатский анортозитовый пояс.
32
Алданская моноклиза переходит на западе в Березовскую впадину, на
востоке в Учуро-Майнскую ступень, срезанную Нельканской зоной
чешуйчато-надвиговых дислокаций.
Адано-Становой щит сложен несколькими древними комплексами
пород. Самый древний алданский комплекс (катархей – архей), гранитогнейсовое
основание
мономинеральными
которого
кварцитами
представлено
в
иенгрской
переслаивании
с
серией
–
силлиманит-
кордиеритовыми гнейсами и сланцами (возраст 3,3-3,2 млрд лет). В середине
комплекса – тимптонская серия (2,6 млрд. лет) сложенная гиперстеновыми
гнейсами в чарнокитах. С тимптонской серией связаны месторождения
флогопита и апатита.
Завершает алданский комплекс джелтулинская серия – гранатбиотитовые и биотитовые гнейсы. В структуре выделяются “гнейсовые
овалы”–сложные складчатые структуры, разделенные зеленокаменными
поясами древнейших палеорифтов. Возраст по цирконам 3,1 – 3,2 млрд. лет,
даже 3,5. Новые материалы свидетельствуют о широком развитии покровнонадвиговых структур, возникших в момент кульминации метаморфизма по
давлению. При этом происходила гранитизация и наложение регрессивного
метаморфизма.
Верхний архей-протерозой – это троговый комплекс, заполняющий
узкие грабенообразные прогибы. К нему относятся вулканогенно-осадочные
образования в зеленосланцовой и амфиболитовой стадии метаморфизма.
Протоплатформенный чехол – удоканская серия пестроцветных пород
(медистые
песчаники
с
халькозином,
борнитом
и
холькопиритом,
формировалась в мелководных условиях, для них характерна косая
слоистость, знаки ряби, трещины усыхания). С удоканской серией связано
крупнейшее в мире месторождение меди.
Анабарский массив. Возраст слагающих его пород катархей – архей. В
структуре выделяются синклинорин и антиклинории – линейные, сильно
сжатые складки, опрокинутые на юго-запад. Выделяются гнейсовые овалы (3
33
млрд. лет). Широко развиты зоны милонитизации и катаклаза. Слагают
массив
гиперстеновые
плагиогнейсы,
высокоглиноземистые
сланцы,
кварциты с телами гранитов и протрузиями анортозитов
Восточнее находится второй выход докембрия – Оленёкский выступ.
Сложен филлитами, алевролитами и песчаниками рифея собранными в
пологие гребневидные складки.
Ленно-Елисейская плита. Тектоническое районирование.
Анабарская
антеклиза.
Чехол
составляют
рифейские,
вендские
(юдомские) и кембрийские отложения, на западе есть O и S. Рифей
приурочен к грабенам-авлакогенам. В плитном чехле выделяются Мунский
свод, Суханская впадина (на Уджинском авлакогене), Батуобинская
седловина. Попигайская астроблема.
Тунгусская
синеклиза.
Границы
по
стратоизогипсе
4-6
км,
очерчиваются полем развития триаса и среднего палеозоя. Выделены
авлакогены Иркинеевский, Котуйский; впадины Ванаварская, Курейкинская,
поднятие Путорана), у.о. массив Чадобецкий. Геофизические данные
свидетельствуют о широком распространении авлакогенов в Тунгусской
синеклизе и на с-в Л-Е плиты.
Тунгусская серия отложений представляет собой лимно-паралический
угленосный комплекс среднекарбонового-пермского возраста, содержащий
фауну тунгусского типа. Угленосные отложения пронизаны дайками и
силами раннетриасовых траппов, что привело к разным стадиям термального
метаморфизм углей одних и тех же пластов. Оценочные запасы углей
составляют 2,3 млрд. тонн до глубины -600 м. Детально изучить чехол и
фундамент Тунгусской синеклизы геофизическими методами препятствует
мощный трапповый комплекс.
Трапповый
комплекс
раннетриасового
возраста.
Образовался
в
результате раскола западной части Сибирской платформы в начале триаса.
Территория Сибирской платформы на западе представляла собой равнину с
34
многочисленными
озерами
и
болотами,
рассеченную
различно
ориентированными глубинными разломами. Эти разломы трассировались
стратовулканами, по ним поднималась, внедрялась, изливалась основная
магма. В траппах различают этажи: 1 этаж «подсилловый» (Р23-Т1)–
деформированные
блоки
чехла,
тунгусский
комплекс
отложений
пронизывается базальтовой магмой; 2 этаж «силловый» - в угленосные
отложения внедрены пластовые тела долеритов; 3 этаж «надсилловый» лавовые поля базальтов, рассеченные дайками диабазов. Характерен
комплекс «дайка в дайке», когда диабазовые дайки располагаются пучками
(рассеянный спрединг) или образуют кольца вложенные друг в друга. В итоге
траппы представляют представляют собой решетчатую конструкцию из
горизонтальных тел силлов долеритов, базальтовых лав, скрепленных
вертикальными дайками диабазов, заполненную угленосными отложениями.
Эта конструкция настолько жестка, что Тунгусская синеклиза после
формирования
траппов
никогда
больше
не
прогибалась
и
сейчас
представляет собой крупнейшее на планете трапповое плато.
Вилюйская синеклиза. Линденская и Алданская (8 км) впадины. Уголь,
газ с конденсатом в Т и J. Ленский угольный бассейн. J1-P каменный и бурый
уголь (запасы 1650млрд тонн).
Ангаро-Ленская
ступень
(фундамент
на
глубине
1,5-3
км).
Прибайкальский прогиб. Непский свод (на севере – Непско-Батуобинское
поднятие,
на
юге
–
Присаянская
зона).
Марковское
поднятие
–
газоконденсатная залежь, в доломитах соленосной толщи обнаружена нефть.
Тасеевская синеклиза (по стратоизогипсе 6-8км). Молассы Rf3 и
юдомия Jd. Её юго-западная часть – Каннская впадина (Ачинская). КанскоАчинский бассейн (запасы 600 млрд тн до глубины -600м), разрабатываются
открытым способом пласты мощностью 50-100м.
Байкитская антеклиза.(4-6км) От Енисейского кряжа отделена узким
Приенисейским прогибом.
35
Мезозойские впадины: Иркутская (бурый уголь, на востоке каменный –
70 млрд тонн), складчатость в конце S (пеледуйские зоны складок Є - О);
западнее
Непско-Присаянская
зона
(скл.
после
S
в
результате
перераспределения Є1 соли-нагнетание в антиклинали); Канская, Рыбинская,
Чульманская впадины, Токкинская впадина.
История развития.
Сибирская
платформа
как
обособленная
стабильная
область
сформировалась к рубежу Pzt1 и Pzt2. В её состав, вероятно, входила западная
часть Верхояно-Чукотской складчатой области.
В протоплатформенную эпоху (2,2 млрд. лет, удоканская серия) уже
сформировались глыбы с континентальной корой (Ангаро-Анабарская,
Тунгусская, Оленекская, Алдано-Становая). К началу Rf (1,7 млрд лет)
формируются окраинно-континентальные вулкано-плутонические пояса:
Акитканский и Улканский. К этому времени блоки собрались в кратон.
В раннем рифее большая часть платформы была приподнята. На севере
авлакогены Котуйский, Уджинский, Хастахский и др., в них терриг.-карб.
отложения и вулканиты. На юге возникли авлакогены Уринский, ЮдомоМайский, Иркинеевский.
В Rf2 и Rf3 морские терригенные осадки, а в конце трансгрессии, когда
море заливало межавлакогеновые пространства, откладывались доломитовые
осадки. Только Алданский щит возвышался над уровнем моря. Климат
гумидный (фосфориты, каолинитовые аргиллиты).
На рубеже рифея и юдомия почти вся платформа, кроме краевых
прогибов на ю-з была приподнята и осушена.
В юдомии возобновилось погружение. Мелкое море затопило большую
часть платформы. В раннее юдомское время на юго-западе и юге
располагались складчатые байкальские сооружения, терригенный материал с
которых выносился в Вост.-Сиб. бассейн.
36
В позднеюдомское время складчатые сооружения нивелированы и
везде установилось мелководье с карбонатными осадками. Низкие острова на
Алдано-Становом щите. Аридный климат.
В кембрии Сибирский континент находился, вероятно, в низких
широтах. С юга он обрамлен континентальными блоками, отделяющими его
от палео-азиатского океана. Этот барьер обусловил накопление мощных
континентальных красноцветных толщ одного из крупнейших солеродных
бассейнов.
Есть
среднекембрийские
рифы
и
битуминозные
сланцы
(доманиковая фация) Є1-2 на С-В платформы. Резкая регрессия – на
обширных пространствах доломиты.
В познем кембрии под влиянием салаирских движений платформа
превращается в континент: складчатые деформации в Присаянье и в АнгароЛенском прогибе. На З и СВ осадконакопление без перерыва: здесь
накапливались красноцветные и пестроцветные песчано-глинистые толщи.
В ордовике и силуре красноцветы и сокращение морского бассейна до
Тунгусской синеклизы и Вилюйской впадины. На рубеже S и D общее
поднятие. В D2 накопление на севере Тунгусской синеклизы и в Норильском
р-не. Закладывалась Рыбинская впадина с озерами и лагунами.
В Патомско-Вилюйском авлакогене – деформации.
Закладывался
прогиб Вилюйско-Патомский.
В позднем девоне континент перемещался на север. На востоке
континента произошло раздробление коры (зап. часть Верхояно-Чукотской
области), закладываются авлакогены, что сопровождалось утонением коры и
излияниями щелочных базальтов или вулканитов бимодальной серии. К
этому времени относится первое внедрение кимберлитов.
В карбоне климат гумидный. Карбонатные отложения сменились
формированием исключительно терригенных отложений. В С1 вплоть до
раннего Т1 формируется Тунгусская синеклиза и тунгусская серия осадков
(Р2-Т1 угленосная серия). Опускание всей западной половины С. пл.,
поднятие на юге (Алд. щит поставлял осадочный материал в Верхоянский
37
прогиб, это были в основном дельтовые отложения и подводные конусы
выноса).
В конце поздней Р произошли излияния траппов. До этого в МаймечеКотуйском прогибе формируются ультраосновные – щелочные интрузии. К
этому времени относится второй эпизод кимберлитового вулканизма. С Т 2
Сиб. пл. превратилась в область размыва. Погружается восточная часть –
закладывается Вилюйская синеклиза и прогибы. Происходит надвижение
Верхоянской области на Сибирскую платформу (столкновение с Омолонским
и Чукотским континентами).
Юра. Формируются паралические угленосные толщи Вилюйской
синеклизы, лимнические угленосные толщи юрских впадин и прогибов
(Чульманский, Токкинский, Иркутский, Каннская, Рыбинская).
Мел. Продолжают формироваться паралические угленосные толщи в
Вилюйском и Хатангском прогибах.
Kайнозой. В неогене в результате тектоно-магматической активизации
образовался пояс возрожденных гор от Байкала до Верхоянья. В соседней
области закладываются рифты Байкала.
В четвертичный период – оледенение, поднятие плато Путорана.
Кимберлиты.
(О кимберлитах. Тела слагаются либо эруптивной кимберлитовой
брекчий в трубках, дайках, либо интрузивной породой (кимберлиты –
породы у.о., обогащенные Al и щелочами с порфировыми выделениями
оливина, флогопита, ильменита, заключенных в основной массе, которая
почти полностью замещена вторичными минералами. Трубки Зарница (d
0,6км), Мир – (овальная), Удачная (d десятки метров). Генерации D3-C1, T2,
J3, K1).
Полезные ископаемые.
Одним из крупнейших открытий геологов Сибири стало Непское
месторождение калийных солей на Непском своде. В начале кембрия (750
млн лет назад) возник морской бассейн площадью 1,5 млн кв.км (для
38
сравнения Черное море имеет площадь 0,4 млн кв.км),ограниченный
барьерными рифами. В условияхсухого и жаркого климата на протяжении
почти
100
млн
лет
солеродный
бассейн
заполнялся
соленосными
отложениями. Мощность толщи 2,5 км, в ней 15 пачек каменной и калийной
соли мощностью от 40 до 300м, разделенных карбонатно-сульфатными
породами. Общее количество солей составляет 600 тысяч. Это почти пятая
часть всех запасов каменной соли, заключенных в недрах Земли. (прир.1990,
№2).
Проектные задания:
Задание 1. По геологической и тектонической карте, по схеме (стр.70,
рис.28) проследить границы Сибирской платформы (СП), установить
соотношение с соседними регионами. Прочитать стр. 67-69.
Задание 2. Тектоническое районирование СП. С помощью схем (рис.28
и 29) на тектонической карте выделить структуры фундамента и чехла СП.
Знать авлакогены Патомско-Вилюйский (на схеме рис.28 №11), Уджинский
(15), Котуйканский (28), Иркинеевский (29), Мархинский (30), Хастахский.
Попигайская астроблема.
Прочитать стр.69-78.
Задание 3. Используя конспекты лекций, учебник, геологическую и
тектоническую карты восстановить геологическую историю, развитие той
или иной структуры по заданию преподавателя.
Задание 4. Выделить геотектонические этапы в истории СП: рифейский
(авлакогеновый), раннепалеозойский (каледонский), позднепалеозойский
(герцинский или варисцийский), мезозойский и кайнозойский (альпийский).
Охарактеризовать структурный план в начале и в конце каждого
геотектонического этапа. Проследить историю каждой структуры в течение
этапа. Прочитать стр. 72-94.
39
Тестовое задание: показать границы и структуры фундамента и чехла
СП на картах, показать основные структуры геотектонических этапов,
показать на картах их эволюцию в течение этапа (время заложения, развитие,
время расформирования).
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам:
1. Границы и общая характеристика Сибирской платформы (СП).
2. Фундамент Сибирской плиты.
3. Структура Лено-Енисейской плиты
2. Палеозойский этап развития СП.
4. Мезозойский этап развития СП.
5. Тунгусская синеклиза.
6. Полезные ископаемые СП.
7. Нефть и газ СП.
МОДУЛЬ 2. УРАЛО-МОНГОЛЬСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС.
Цель модуля 2 изучить складчатые области, сформировавшиеся в
байкальскую эпоху складчатости и причленившиеся к ВЕ и Сибирской
платформам, а также Уральскую складчатую область, в становлении которой
большую роль сыграл байкальский геотектонический этап.
Урало-Монгольский складчатый пояс огибает с юга, севера и с востока
Восточно-Европейскую платформу и с запада и юга Сибирскую платформу.
Состоит из складчатых поясов байкальской, салаирской, каледонской и в
основном герцинской консолидации. Основные черты его строения и
развития:
40
1.межматериковый характер пояса. Содержит срединные массивы
байкальской и, возможно, добайкальской консолидации;
2.мощный геосинклинальный вулканизм;
3.узкие офиолитовые пояса;
4.седиментационные
бассейны
плит
с
гигантскими
запасами
углеводородов в чехле;
5.проявление
позднекайнозойской
активизации,
приведшей
к
образованию на Урале и востоке пояса горного рельефа и заложение
Байкальского рифта.
Общим в послепалеозойской истории пояса является и то, что горные
сооружения герцинид были снивелированы и на всей его территории
установился платформенный режим, который на большей части его
территории в неогене был нарушен тектоно-магматической активизацией,
создавшей современный горный рельеф.
Складчатая область байкалид, смежных с ВЕП и Сибирской
платформой
Байкальские
складчатые
области
образовались
в
результате
байкальской складчатости в конце рифея-начале кембрия. Аналогом
байкальской
складчатости,
байкалид
в
Европе
является
кадомская
(ассинтская), в Австралии и Сев. Америке – гренвильский комплекс, в
Южной Америке – минасский комплекс, в Индии это мусгравиды.
Рифейские геосинклинальные системы располагались вокруг древних
архей-раннепротерозойских
платформ
(ВЕП,
Сибирскую),
поэтому
байкальские складчатые области окружают их и причленены к ним. С севера
и
северо-востока
к
Восточно-Европейской
платформе
примыкают
Баренцевоморская и Тимано-Печерская плиты, с востока рифейские
образования Урала. Сибирскую платформу с юга и запада окаймляет пояс
байкалид. На западе это Норильское и Туруханское поднятия, байкалиды
Енисейского кряжа, байкалиды Восточно-Саянской складчатой области
41
(Восточного Саяна), Байкальская (Забайкальская) складчатая область. В
эпипалеозойском Урало-Монгольском складчатом поясе ядра многих
антиклинориев и срединные массивы сложены байкалидами, которые
представляли
собой
обломки
байкальских
континентов,
взломанных
последующими складчатыми деформациями.
Баренцевоморская плита
Располагается в акватории Баренцева моря. Фундамент её обнажается
на полуострове Рыбачий, на мысе Нордкап, на архипелагах Шпицберген и
Земля Франца-Иосифа. Байкальский складчатый комплекс слагает южную
часть плиты. Возраст фундамента северной части дна Баренцева моря
остается
спорным:
он
может
быть
раннедокембрийским,
позднедокембрийским или даже каледонским, поскольку плитный чехол
здесь начинается с нижнего карбона (Шпицберген, Земля Франца-Иосифа).
Возраст метаморфического комплекса, обнаженного на Северо-Восточной
Земле Шпицбергена и на о. Земля Александры архипелага Земля Франца
Иосифа, не вполне выяснен. Предполагают, что он раннедокембрийский, но
претерпел более позднюю переработку.
В
Баренцевом
море
установлена
система
глубоких
прогибов,
протягивающаяся на западе параллельно Кольскому полуострову, на востоке
Новой Земле. Прогиб характеризуется огромной мощностью осадочного
чехла (до 19км), неоднократным проявлением базальтового магматизма и
отсутствием в верхах консолидированной коры слоя со скоростями
типичными для верхней части континентальной коры. Это позволяет считать
рифтогенное происхождение этих прогибов. Образование этой рифтовой
системы относится к девонскому периоду, после завершения каледонской
складчатости.
Рифтовая система продолжается на запад и юго-запад, включает
девонские грабены Шпицбергена, восточной Гренландии, Скандинавии и
Шотландии.
Предполагается
её
обновление
в
перми.
По
данным
сейсмостратиграфии в Баренцево-Карском регионе в девоне-ранней перми
42
существовал
глубоководный
бассейн
с
некомпенсированным
осадко
накоплением. Эта обстановка близка к существовавшей тогда же в
Прикаспийской впадине. Как и там, этому периоду предшествовало
накопление эвапоритов, с которыми связана солянокупольная тектоника
Нордкапского прогиба.
Таким образом, Баренцевоморская плита представляет собой, подобно
Прикаспийской,
эпирифтовую
седиментационный
бассейн
с
мегасинеклизу.
гигантскими
Это
запасами
громадный
углеводородов.
Открытое в Баренцевом море Штокманское месторождение газа является
крупнейшим в мире.
История проблемы арктического шельфа России.
Тимано-Печорская эпибайкальская плита
Строение
чехла
Тимано-Печорской
плиты
довольно
полно
охарактеризовано нефтепоисковым бурением и сейсмикой, но возраст и
внутренняя структура фундамента остаются спорными. В.Е.Хаин считает
фундамент
плиты
байкальским
(миогеосинклинальной)
и
байкальском
фундамента
возрасте
с
внутренней
выделением
(звгеосинклинальной)
могут
свидетельствовать
внешней
зон.
О
выходы
байкальского складчатого комплекса в соседних восточных областях (ПайХое, о.Вайгач и о Южный Новой Земли).
В Тимано-Печорской складчатой области выделяются Тиманское
поднятие и Печорская плита.
Тиманское поднятие протягивается от Полюдова Камня на юго-востоке
через полуостров Канин Нос к полуострову Рыбачий и Варангеру.
Фундамент имеет байкальский возраст (возможно салаирский?). Его отличает
простая линейная структура. 10-15км толща рифея сложена кварцитами,
кварц-серицитовыми
сланцами,
мраморизованными
известняками,
доломитами. Верхи толщи возможно относятся к венду. Складчатость
произошла в венде. В синклинальных структурах есть отложения кембрия,
43
дислоцированные вместе с вендом. До девона Тиман представлял собой
поднятие. В среднем девоне началось погружение. Здесь накапливаются
континентальные
косослоистые
песчаники,
алевролиты,
глины
с
растительными остатками. С кварцевыми песчаниками связаны титановые
россыпи. Верхний девон сложен пестроцветными песчано-глинистыми
породами с базальтовыми вулканитами. По рифею и вулканитам развита кора
выветривания (бокситы Тихвинского месторождения). Верхний девон,
карбон, пермь сложены терригенно-карбонатной толщей. В верхах верхнего
девона отмечен доманиковый горизонт (доманиковая фация-битуминозные
известняки по р.Доманик).
В триасе происходят тектонические подвижки и надвигание Тимана на
Восточно-Европейскую платформу. Поднятия выводят Тиман из режима
осадконакопления. Современная структура Тиммана – плакантиклинорий,
осложненный линейными и брахискладками, горст-антиклиналями.
Складчатое сооружение Тимана рассматривается либо как рифейский
авлакоген,
в
дальнейшем
развивавшийся
как
авлако-геосинклиналь
(Богданов, Шатский, Е.Е.Милановский), либо как миогеосинклиналь ПечороБаренцевоморской геосинклинали (В.Е.Хаин).
Фундамент Печерской плиты вскрыт скважинами. Вскрыты граниты и
кварц-серицитовые сланцы венд-кембрийского возраста (складчатость позже,
чем на Тиммане!). Структура фундамента сложная. Здесь перемежаются
блоки добайкальского фундамента и зоны байкалид (салаирид?). В
фундаменте выделяется ряд авлакогенов северо-западного простирания. С
юры
произошла
инверсия
–
авлакогены
в
современной
структуре
превратились в валы.
Осадочный чехол имеет мощность 2-8км, во впадинах до 10км.
Различают с юго-запада на северо-восток:
Ижма-Печорская зона шириной 200км. Тектонические ступени к СВ,
амплитудой 2-4км.
44
Печоро-Кожвинский авлакоген – грабен по фундаменту глубиной 5-9
км (нижний палеозой-девон мощность max), по верхним горизонтам чехла
(верхний палеозой-мезозой min мощность) это вал амплитудой 1-2км.
Денисовская зона – фундамент на глубин5-8км.
Колвинский авлакоген – на авлакогене мощность чехла 5-8км, на валу0,5-1км.
Хорейверская зона – глубина залегания фундамента 4-5км.
Вандеей-Адгьвинская зона – валы и узкие прогибы.
ГрядаЧернышова – отделяет Воркутинскую впадину от Печорской.
Гряда Чернова – отделяет Каратаихский прогиб от Воркутинского.
В чехле Печорской плиты отсутствуют кембрийские отложения, только
в части примыкающей к внутренним зонам Предуральского краевого прогиба
кембрий вместе с вендом смят в складки (салаирская складчастость?).
Отмечены только кембрийские интрузии ультраосновных и щелочных пород
и кимберлитовые трубки. Ордовик представлен толщей терригенных
отложений, силур морскими глинисто-карбонатными отложениями. С
завершением
каледонского
геотектонического
этапа
плита
испытала
поднятие.
Осадконакопление возобновилось в конце позднего девона, когда
сформировалась
глинисто-карбонатная
толща.
В
середине
девона
формируется Печорская впадина (синеклиза), заполняющаяся терригенными
осадками. Тиман в это время слабо погружался. Перед верхним девоном
проявился трапповый магматизм. В разрезе верхнего девона отмечен
доманиковый горизонт (известняи с битуминозными сланцами), с которым
связаны месторождения нефти Печоры. Нефть тяжелая, еще в ХVIII веке
добывалась ведрами из скважин-дудок (узких шурфов).
Толща карбона представлена глинисто-карбонатными породами общей
мощностью до 1км. Пермские отложения в отличие от южных регионов
представлены сероцветными угленосными толщами:
ассельский ярус – известняки,
45
сакмарский и артинский ярусы – терригенно-карбонатные породы,
кунгурский и уфимский ярусы – воркутинская серия паралических
угленосных отложений (мощностью 0,5-2,5км),
татарский и казанский ярусы – печорская лимническая угленосная
серия (мощность до 6км, угольные пласты мощностью до 20-30км).
Мезозой образует маломощный пласт. В триасе это пестроцветная
песчано-глинистая
толща
с
бурыми
углями.
К
юре
относятся
континентальные кварцевые пески, мергели и глауконитовые пески.
Завершается платформенный чехол маломощными мел-палеогеновыми
морскими отложениями.
Байкалиды, примыкающие к древней Сибирской платформе.
С запада к кратону примыкает узкая полоса байкалид ТуруханоНорильской зоны дислокаций. Туруханское и Норильское поднятия
представляют собой антиклинальные структуры. Они сложены двумя
осадочными комплексами средне- и позднерифейским и венд-палеозойтриасовым. Первый деформирован байкальской складчатостью и сложен
кварцитовидными песчаниками, песчано-глинистыми сланцами, мергелями,
доломитами,
рифовыми
несогласием
на
конгломератов,
известняками
рифейском
гравелитов,
общей
комплексе
мощностью
залегает
песчаников,
3-4км.
осадочный
доломитов
и
С
чехол
известняков
мощностью 500-700м.
Енисейская свекофенско-байкальская складчатая область образует
Енисейский
кряж.
Выделяются
Приенисейский
и
Центральный
антиклинории, в ядрах которых обнажены нижнепротерозойские гнейсовые
купола
и
валы,
метаморфизованная
протерозоя-рифея.
прорванные
гранитами.
сланцево-карбонатная
Большепитский
и
Выше
толща
залегает
верхов
Ангаро-Питский
менее
нижнего
синклинории
выполнены породами верхнего рифея и венда (юдомия). Это флишоидные и
молассовые
отложения
и
фиксируют
орогенный
этап
байкальского
46
геотектонического цикла. На западе в приразломных зонах отмечены
гипербазитовые тела и вулканиты (эвгеосинклинальная зона?).
Антиклинорные
структуры
узкие,
вытянутые,
синклинорные
–
широкие, т.е. складчатость гребневидного типа. В целом Енисейская
складчатая область представляет собой зону байкальского краевого прогиба.
Восточно-Саянская свекофено-байкальская складчатая область.
Горный массив Восточные Саяны протягивается от Енисейского кряжа
до
южной
оконечности
Байкала.
В
нем
выделяются
структуры:
Шарыжалгойский массив (на юго-востоке В. Саян), Бирюсинский массив
(занимает центральную часть В. Саян), Ангаро-Канское поднятие (на
крайнем северо-западе В. Саян), Присаянский прогиб (примыкает с с-в к
Бирюсинскому массиву), мезозойские впадины Каннская и Рыбинская (на сз) и Иркутский прогиб (примыкает с с-в к Шарыжалгойскому массиву).
Шарыжалгойский массив состоит состоит из ряда блоков глубоко
метаморфизованных и гранитизированных пород нижнего архея. Развиты
гнейсовые куполовидные и брахимофные структуры.
Бирюсинский массив представляет собой горст, сложенный блоками
глубокометаморфизованных пород архея и нижнего протерозоя. В массиве
куполовидные и брахиморфные структуры сочетаются с линейными.
Поднятие массивов сопровождалось дифференцированными движениями
слагающих их блоков, что привело к сочетанию на поверхности рельефа
разновозрастных пород. Разделены блоки Урикско-Ийским грабеном,
выполненным вулканогенно-осадочными породами нижнего протерозоя.
Ангаро-Канское поднятие представлено архейскими породами.
Присаянский прогиб – единственная структура, сложенная комплексом
пород
рифея
и
венда
(юдомия)
и
деформированная
байкальской
складчатостью в линейные складки. Это толща терригенно-карбонатных
пестроцветных пород молассового типа мощностью до 4 км. Она несогласно
залегает на нижнепротерозойском фундаменте.
47
Мезозойские впадины хорошо выделяются на геологической карте
голубым ("юрским") цветом. Иркутский прогиб является наложенным,
выполненным юрской угленосной лимнической толщей (Черемховский или
Иркутский
угленосный
бассейн).
Каннская
и
Рыбинская
впадины
унаследованные с девонского времени. Глинистые отложения девона с
отпечатками рыб формировались в пресноводном бассейне-впадине. На них
залегает
юрская
угленосная
лимническая
толща
(Канско-Ачинский
угленосный бассейн).
Байкальская складчатость в В.Саянах переработала архейский и
раннепротерозойский
фундамент
и
деформировала
толщу
рифея
в
Присаянском прогибе.
С юго-запада байкалиды Восточных Саян обрезаются продольным
Главным Восточно-Саянским глубинным разломом.
Байкальская (Забайкальская) складчатая область.
Байкалиды Забайкалья зажаты между Непско-Саянским сводом
Сибирского кратона на западе и Алдано-Саянским щитом на востоке, в
результате чего их структуры дугообразно облекают Баргузинский массив.
Байкалиды от Алданского щита отделены Ничатским меридиональным
глубинным разломом.
В структуре
Байкалид
различают
Баргузино-
Витимский массив, севернее массива располагаются Муйское поднятие,
Мамский и Бодайбинский синклинории, Патомский прогиб, Чуйский
антиклинорий, Тонодское и Нечерское поднятия. С юга массив ограничен
палеозойскими
Уда-Витимской
и
Орхонско-Малханской
складчатыми
зонами.
Баргузино-Витимский
батолитовый
массив
массив
представляет
гранодиоритов,
собой
адамелитов,
гигантский
биотитовых
и
лейкократовых гранитов возрастом 543-350 млн. лет (по Зюсу "древнее темя
Азии"). Интрузия прорывает тонкий чехол отложений нижнего палеозоя
(кембрий охарактеризован фауной, вверху разреза фауна ордовика). Породы
48
архея-нижнего протерозоя встречаются только в виде ксенолитов, на о.
Ольхон обнажена ольхонская серия амфиболитов, кремнистых сланцев,
габброидов, гипербазитов.
С севера Баргузинский массив огибает Муйское поднятие, сложенное
витимской серией кристаллических сланцев архея. От массива поднятие
отделено
Муйской
вулканогенными
шовной
зоной,
образованиями.
выполненной
Это
полоса
метаморфическими
узких
пластин-блоков,
испытавших дифференцированные движения, разделенных глубинными
разломами. Часть этих разломов остается действующими в настоящее время.
В
шовной зоне отмечаюся многочисленные небольшие протрузии
гипербазитов и значительно более крупные тела щелочных пород. В бассейне
реки Чары к одному из щелочных массивов приурочено месторождение
чароита (к сожалению, уже выработанное).
С севера к Муйскому поднятию примыкает широкая полоса рифейских
отложений, в которой различают крупные Мамский и Бодайбинский
синклинории и севернее Патомский прогиб. Эти структуры выполнены
соответственно
мамской
и
патомской
рифейскими
сериями
слабометаморфизованных терригенных и карбонатных пород. На рифее с
несогласием залегает венд (юдомий). Эти серии имеют тектонический
контакт, но, судя по характеру разреза и структурного плана, они
представляют собой единую толщу. Западнее, в Прибайкальском прогибе
обнаружены известняки с фауной кембрия.
В толще рифея выступают, образуя гигантскую дугу, крупный Чуйский
антиклинорий, небольшое Тонодское поднятие и более крупное Нечерское.
Они сложены нижнепротерозойскими породами чуйской серии (по другим
данным это нижний метаморфический комплекс архея). Мощность серии
более 5км. Серия представлена амфиболитами, биотитовыми гнейсами,
мусковитовыми и двуслюдяными сланцами с гранатом, мигматитами и
гранито-гнейсами,
прорванными
гранитами
с
которыми
связаны
49
мусковитоносные пегматиты (Мамско-Чуйское месторождение мусковита).
На запад и на восток мусковитовые пегматиты сменяются редкоземельными.
Западнее Чуйского антиклинория и вдоль западного берега Байкала
прослеживается
узкий Акитканский вулканический пояс, сложенный
вулканитами нижнего протерозоя.
В Забайкалье Баргузинский массив ограничен складчатой УдаВитимской зоной, в которой деформированы породы среднего кембрия.
Южнее в Орхонско-Малханской зоне на деформированном кембрии лежит
чехол пород средней-верхней юры.
В неогене регион претерпел тектономагматическую активизацию,
приобрел горный рельеф, в нём заложился Байкалький рифт (озеро Байкал) и
несколько более мелких тафрогенов-грабенов (Баргузинский, ВерхнееАнгарский,
Чарский
и
др),
выполненных
неоген-четвертичными
аллювиальными отложениями. Вся эта зона является поясом сейсмичности,
протягивающегося до Памира. К северу от Байкала имеется небольшое
асейсмичное окно, где землетрясений практически не бывает. Это окно
представляет собой "точку-полюс", которая остается неподвижной, когда
перемещаются две плиты Евроазиатская и Амурская. К юго-западу от этой
точки они раздвигаются (заложился Байкальский рифт и другие грабены), к
северо-востоку они сталкиваются, "окно" – нейтрально.
Байкальский рифт раскрылся 25-30 млн. лет назад. Этот процесс
происходит со скоростью 1мм в год.
Байкал крупнейшее пресное озеро в мире. В нем хранится 20% всей
пресной воды планеты. В него несут свои воды 356 рек и речек, а вытекает
одна Ангара. Вопреки распространенному среди ученых мнению, Байкал
пополняется чистейшей водой не за их счет. Обсуждая экологические
проблемы Байкала, упускают из вида историю его образования. Это рифт и
зияющую его часть глубиной более 1600м заполняет вода озера Байкал, но на
этом рифт не заканчивается. Рифт ограничен глубинными разломами,
проникающими до верхней мантии. Вскрытие мантии приводит к тому, что
50
из неё выделяюся флюидные растворы, в данном случае чистейшие
ювенильные воды, которые пополняют Байкал. Глубоководные аппараты
Мир, обнаружив на дне озера поступления нефти из глубин земли, показали,
что разломы действующие, т.е. долгоживущие (Еще одна интересная
проблема – нефть из гранодиоритов и кристаллических сланцев!).
Сейсмичность пояса также подтверждает его тектоническую активность, т.е.
процесс продолжается и будет продолжаться, судя по направлению движения
плит, еще не менее 30млн. лет. Кстати, реки несут незначительно минера
лизованную воду, собранную с поверхности земли, а Байкал содержит еще
менее минерализованную, практически дистиллированную воду.
Севернее
Байкала
походит
Байкало-Амурская
магистраль.
Она
пересекает Муйский хребет по Муйскому туннелю. Туннель строили более
20 лет, из-за инженерно-геологических ошибок (не были учтены глубинные
шовные зоны, которые приняли за коровые разломы).
Проектное задание:
В результате байкальской складчатости (конец рифея-начало кембрия)
были
сформированы
авлакогеосинклинальная
Печеро-Баренцевоморская
зона,
Саяно-Енисейская
плита,
складчатая
Тиманская
область,
Байкальская (Байкало-Витимская) складчатая область. Обратить внимание на
возраст фундамента этих областей. В отличие от ВЕП и СП к чехлу здесь
относятся отложения, начиная с кембрия.
Печерскую плиту и Тиман удобнее рассматривать на геологической
карте, Саяно-Енисейскую и Байкальскую области – на тектонических картах.
По конспектам лекций и схемам (рис.51, рис.56) на картах выделить
основные структуры регионов. Прочитать стр.106-121.
Тестовые задания: показать на геологической и тектонической картах
основные структурные элементы, сформировавшиеся в раннепротерозойское,
51
рифейское и более позднее время; прочитать по картам историю развития
отдельных регионов (смотри ниже контрольные вопросы).
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам:
1.Байкалиды. Общая характеристика (время формирования, особенности
строения).
2.Баренцевоморская плита.
3.Печерская плита – фундамент, чехол.
4.Тиман. Полезные ископаемые.
5.Байкалиды Забайкалья.
6. Тектоника Восточных Саян.
7.Особенности структуры байкалид Енисейского кряжа.
Эпигерцинская складчатая область Урала
Геоморфологическое районирование Урала. На Урале по характеру
рельефа с юга на север выделяются: Мугоджары, Южный Урал, Средний
Урал (самые низкие горы) до Челябинска, Северный Урал (сложно
расчлененный горный рельеф) до г.Полюдов Камень, Полярный Урал
(выположенные хребты) до г.Народная.
С запада на восток выделяются области: Приуралье, Уральские горы
(система отдельных узких, невысоких параллельных хребтов, слагающих
Водораздельный
гребень
–
Урал-тау),
Зауралье
(область
выходов
докембрийских и палеозойских пород), на Северном Урале область Зауралья
отсутствует. Максимальная ширина складчатой области на Южном Урале.
В тектоническом отношении складчатая область Урала представляет
собой
ряд
параллельных
крупных
антиклинориев
и
синклинориев.
Тектоническое районирование соответствует геоморфологическому. С запада
52
на восток выделяются Внешняя (западная) зона и отделенная от
неё
Главным Уральским разломом Внутренняя (восточная) зона. Во Внешней
зоне
различают
в
Предуралье
систему
Предуральских
краевых
и
периклинальных прогибов и в складчатом западном Урале Уралтаусский
мегантиклинорий (на полярном Урале – Харбейский). Во Внутренней зоне
(восточнее
Главного
Уральского
разлома)
выделяется
полоса
зеленокаменных синклинориев (Магнитогорский и Тагильский, ВойкароЩучьинский),
восточнее
располагается
Урало-Тобольский
массив
(антиклинорий) и Аятский синклинорий.
Западный
склон
Урала
занимает
внешняя
типичная
миогеосинклинальная зона, на восточном склоне – внутренняя зона,
эвгеосинклинальная. Эта особенность обусловлена тем, что внешняя зона
формировалась на восточной окраине Восточно-Европейской платформы, а
внутренняя,
где
широко
развиты
океанические
и
островодужные
палеозойские комплексы, в герцинском (варисском) океане.
Н.П.Херасков
вулканогенных
в
отложениях
комплекса
пород,
Урала
выделяет
отвечающих
два
структурным
осадочнозтажам:
доуралиды (доордовикские отложения в ядрах антиклинориев) и уралиды
(верхний структурный этаж ордовика-триаса).
Внешняя Зона Урала.
Система предуральских краевых прогибов выполнена пермской
молассой и состоит из впадин (с юга на север) Бельской, Уфимско –
Соликамской,
Северо-Уральской
(Печерской),
Воркутинской
(Косью-
Роговской), Каратаихской. Эти впадины разделены горстами-выступами
рифейского
фундамента.
Бельская
впадина
отделена
от
Уфимско-
Соликамской поднятием Кара-Тау, которая с севера ограничена поднятием
Полюдова Камня. Воркутинская впадина с севера ограничена поднятием
Чернышева, а Каратаихская – поднятием Чернова.
Прогибы имеют асимметричное строение. На западе, где краевой
прогиб наложен на Восточно-Европейскую платформу, молассы слабо
53
дислоцированы, на востоке к Урал-Таусскому мегантиклинорию они
собраны в складки. Бельскую и Уфимско-Соликамскую впадины выполняют
мощные
толщи
пермских
красноцветных
моласс,
относящиеся
к
эвапоритовой формации. В первой из них широко распространены
куполовидные и диапировые структуры. В Северо-Уральской, Воркутинской
и Каратаихской впадинах характер пермских моласс резко меняется. К северу
от Полюдова Камня молассы представлены сероцветной угленосной
формацией.
Между краевыми прогибами и Главным надвигом расположена
складчатая область. В ней обнажаются складчатые сооружения байкалид
(доуралид): антиклинории Башкирский, Урал-Тау, Центрально-Уральский,
Харбейский.
выполнены
Синклинории
комплексами
Лемвинский,
отложений
Мало-Печерский, Зилаирский
уралид.
Среди
них
выделяют
шельфовые (в Елецкой зоне на севере и в Бельской на юге) и глубоководные
(в Лемвинском, Зилаирском синклинориях) комплексы. Эти комплексы
сильно деформированы, часто образуют покровы, в свою очередь на них
надвинуты аллохтоны. Аллохтоны образуют прерывистую цепочку покровов
(Сакмарский, Бардымский, Мало-Печерский, Лемвинский) вдоль всей
внешней
зоны
Урала,
надвинутых
на
континентальную
окраину.
Аллохтонные пластины представлены породами офиолитового комплекса.
Для них характерна большая пестрота фаций одновозрастных толщ.
Лемвинский синклинорий представляет собой синформу, сложенную
океаническим комплексом. Сакмарская зона представляет собой автохтон,
сложенный кварцевыми, аркозовыми и глауконитовыми песчаниками,
аргиллитами
и
базальтовыми
вулканитами;
аллохтон
представлен
гипербазитами и хаотической гигантской брекчией.
Во Внешней зоне в конце позднего силура проявились каледонские
деформации, сформировавшие надвиги и покровы, на Южном Урале
внедрились гранитоиды, габброиды. Однако геосинклинальный режим
сохранился.
54
На герцинском этапе во Внешней зоне со среднего девона до раннего
карбона продолжалось прогибание, сопровождавшееся в среднем девоне
накоплением конгломератов и грубозернистых песчаников, в позднем
девоне-раннем карбоне – флишоидной толщи. В визе сформировалась
угленосная толща Кизеловского бассейна.
Структурный план доуралид севернее Полюдова Камня в ядрах
антиклинориев
имеет
северо-северозападное
простирание,
а
южнее
Полюдова Камня – меридиональное. Сложены они толщей глубоко
метаморфизованных
пород
(гнейсами,
кристаллическими
сланцами,
амфиболитами, кварцитами), выходящих в ядрах Башкирского, УралоТобольского, Харбейского антиклинориев. Рифей представлен циклической
толщей карбонатных и обломочных пород. На них лежат вендские
молассовые отложения (конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты).
Фациальный анализ показал, что осадки накапливались в мелководном
окраинно-континентальном бассейне, снос происходил с ВЕП. В разрезе
дважды отмечаются трахибазальтовая (R1) и базальт-трахилипаритовая
формации.
С
последней
связаны
граниты-рапакиви.
Внедрение
магматических пород отвечает эпизодам растяжения фундамента Пи
формирования пассивных окраин. Эти отложения могут быть отнесены к
формации рифтогенных структур.
Во
Внутренней
зоне
Урала
ядра
Урало-Тобольского
массива,
Мугоджарского антиклинория, Зауральских поднятий сложены гнейсовомигматитовыми комплексами, образующими гранитогнейсовые купола.
Породы метаморфизм в высокотемпературной амфиболитовой фации.
В рифее на Урале, как и на ВЕП, существовали рифтогенные
структуры, поэтому байкальская складчатость проявилась неравномерно. Во
внешней зоне байкальской и салаирской фазами орогенеза были созданы
основные
структуры
–
поднятия
и
геосинклинальные
прогибы
(миогесинклинальные толщи рифея и венда с древними метаморфическими
образованиями в фундаменте, аналогичные фундаменту ВЕП). На востоке
55
орогенез почти не проявился. Созданное горно-складчатое сооружение
обусловило локальное распределение кембрия.
Внутренняя
зона
состоит
из
серии
параллельно
вытянутых
структурных зон. От Внешней зоны отделена Главным Уральским разломом,
представляющим собой надвиг, маркированный серпентинитовым меланжем.
В этой зоне выделяются зеленокаменный пояс Урала, УралоТобольский массив (в него входят Восточно-Уральский и Мугоджарский
антиклинории), Аятский (Восточно-Уральский) синклинорий, Зауральское
поднятие, Октябрьско-Денисовская зона уралид, Валерьяновский вулканоплутонический пояс (глубинный Валерьяновский разлом отделяет герциниды
Урала от каледонид Казахстана).
Зеленокаменный пояс Урала состоит из зеленокаменных синклинориев
Западно-Мугоджарского,
Магнитогорского,
Тагильского,
Щучьинского
(Войкаро-Щучьинского). Синклинории представляют собой синформы и
состоят из серии тектонических покровов, наслоенных один на другой.
Зеленокаменные синклинории выполнены мощной толщей (до 10км)
отложений силура-нижнего девона. Толща на 90% состоит из вулканогенных
пород диабаз-спилит-кератофировой и спилит-кератофировой формаций.
Синклинории ограничены глубинными разломами с массивами гипербазитов
и породами габбро-пироксен-диабазовой формации. Породы массивов в
разной
мере
серпентинизированы. Западный
пояс
протягивается
на
расстояние до 1000км от Мугоджар до Полярного Урала. Это Западный
платиноносный пояс Урала. Восточный пояс имеет длину около 500км.
Возраст массивов до среднего девона (в эйфеле уже встречаются их
обломки).
Пейве первый предположил, что зеленокаменные синклинории
представляют собой офиолитовые аллохтонные комплексы. В Вайкарском и
Кемперсайском массивах наблюдаются типичные разрезы океанической
коры – гарцбургиты в основании, затем габброиды, выше толеитовые
базальты, все это перекрыто кремнисто-глинистыми толщами.
56
В этой зоне каледонские деформации проявились слабо. В среднем
девоне
произошло
извержение
базальтов,
накапливались
основные
вулканиты, но к позднему девону они сменились граувакками и глинистыми
породами (материалом размыва вулканов). В синклинориях продолжались
прогибания, в Урало-Тобольской зоне поднятия.
В турнейское время в Восточной зоне активные поднятия, с ними
связаны паралические угленосные формации (Полтаво-Брединский район,
мощность угленосной толщи до 1000м). Нижний карбон представлен
песчано-глинистой толщей с углями, известняками, основными и кислыми
вулканическими породами.
В конце раннего карбона Уральская геосинклиналь частично вступила
в орогенный этап, заложился Валерьяновский вулканогенно-плутонический
пояс. Вначале горообразование произошло в Восточной зоне, затем орогенез
охватил Западную зону. Если в позднем карбоне на востоке в грабенах
образовывались континентальные красноцветные грубообломочные породы,
то на западе еще накапливались флишевые осадки.
Одновременно формируется Предуральский краевой прогиб. Он
"накатывается" на восточный край Русской плиты. На флексурном перегибе в
передней части краевого прогиба образуются рифовые барьерные массивы.
Барьерный риф в карбоне и перми мигрирует в западном направлении.
Мощность рифовых известняков карбона около 500м, пермских – до 1500м.
С рифовыми известняками как коллекторами в Приуралье связаны
месторождения нефти.
Морские
отложения
к
востоку
сменяются
лагунными
и
красноцветными континентальными. В кунгурское время в осевой части
Бельского и Уфимско-Соликамского прогибов формируется мощная (до
1000м) соленосная формация (основные минералы сильвинит, галит,
карналлит). По периферии прогибов – глинисто-мергелисто-ангидритовая
толща.
57
В Воркутинской впадине эвапоритовая формация отсутствует. Климат
здесь гумидный, что обусловило формирование в кунгурское время
угленосной толщи мощностью до 1800м. В Каратаихской впадине мощность
уленосной толщи достигает 3000м.
В
мезозое
Урал
представлял
собой
выровненную
платформу.
Угленосные отложения триаса и юры выполняют в Аятском синклинории
узкие тафрогенные прогибы, представлявшие собой в рельефе речные
долины (Челябинский угленосный бассейн).
На орогенном этапе на Урале проявился интенсивный гранитоидный
магматизм. Наиболее энергично он проявился в Урало-Тобольском массиве в
раннем карбоне. Максимум магматизм достигает в ранней перми. Интрузии
очень крупные, залегают в антиклинальных структурах согласно с
метаморфическими
породами.
Это
многофазные
образования,
по
геофизическим данным интрузии на глубине около 7км не имеют "корней",
как бы "растворяются" в гранитно-метаморфическом слое.
С движениями в раннем карбоне связывают ультроосновные и
габброидные интрузии в Аятском синклинории, где они приурочены к
разломам.
Аномальные магнитные поля востока Русской плиты прослежены
геофизиками до Главного Уральского разлома, что позволяет предположить
под Уралом глубоко погруженный фундамент платформы, т.е. палеозойские
сооружения Урала надвинуты на платформу.
Классическим представлением о развитии Урала считались два
главных этапа геосинклинально-орогенной эволюции – байкальский и
герцинский ("доуралиды" и "уралиды" Н.П.Хераскова). В конце 80-х годов
С.Н.Иванов и др. обосновали представление о том, что Урал в позднем
докембрии и кембрии не был ни геосинклиналью, ни орогеном, а развивался
как внутриконтинентальная рифтовая система. Эту проблему следует
рассматривать отдельно для Полярного и Приполярного Урала и остальной
его части.
58
Полная самостоятельность доордовикского развития северной части
Урала однозначно доказывается общим структурным несогласием и скачком
метаморфизма
между
байкальским
и
палеозойским
комплексами.
Байкальский комплекс простирается в северо-западном направлении,
сливаясь с фундаментом Печорской плиты, уходит на юго-восток, в
основание Западно-Сибирской плиты, что подтверждается простиранием
геофизических аномалий. Вполне очевидно, что палеозойская геосинклиналь
этого сегмента Урала резко наложена на байкальский комплекс и её
заложению
предшествовали
достаточно
интенсивная
складчатость,
метаморфизм и внедрение гранитоидов.
На Среднем и Южном Урале структура "доуралид" и "уралид" обладает
большей конформностью, но и здесь в основании ордовика отмечено угловое
несогласие и скачек метаморфизма. Все исследователи сходятся во мнении о
рифтогенной природе рифейских осадочных толщ, слагающих Башкирский и
Уралтаусский антиклинории, и встречающихся в западной зоне магматитов.
Вопрос заключался в том, что это за рифт? Типа внутриконтинентального
Восточно-Африканского, заложенного на восточной окраине ВЕП, или
пассивная окраина Европейского континента. Установление в Урал-Тау в
рифейских отложениях грубообломочных турбидитов, которые раньше
ассоциировались с осадками области сноса, подтверждает, что на востоке
располагалась область с океанической корой.
Споры идут о том сколько было таких бассейнов и где они
располагались. Закрытие этих бассейнов привело к тому, что Урал, видимо,
пережил в позднем докембрии-кембрии геосинклинально-орогенный этап.
Современное понимание палеозойской истории развития Урала
основывается
на
принятии
факта
покровно-надвигового
строения
внутреннего крыла Предуральского краевого прогиба и западной зоны Урала
(Башкирский антиклинорий, частично Урал-Таусский), зелено каменных
синклинориев.
Урало-Тобольский
массив
рассматривается
либо
как
микроконтинент, отделенный от ВЕП в ордовике Магнитогорским бассейном
59
с корой океанического типа, либо как краевой выступ ВосточноЕвропейского континента, всплывший в виде гранито-гнйсовых куполов изпод офиолитов и островодужных серий Магнитогорского синклинория.
Последний вариант подкрепляется сейсмическими данными о продолжении
фундамента Русской плиты не только под западным, но и восточным
склоном Урала, и существованием офиолитовых оторочек вокруг гранитогнейсовых куполов.
Модели послекембрийского развития Урала зависят от признания его
полной или частичной аллохтонии. Из признания частичного покровного
строения исходят Л.П.Зоненшайн и др. и С.Н.Иванов. Модель, исходящая из
общей аллохтонии Урала, предложена Т.Т. Казанцевой и М.А. Камалет
диновым. Из этих моделей можно сделать вывод о допущении почти полной
аллохтонности Урала и расположении Уральского палеобассейна к востоку
от Урало-Тобольского микроконтинента. Западнее могли находится лишь
глубоководные впадины с корой переходного типа (Залаирско-Сакмарская,
Тагильская, Магнитогорская), в которых теперь совмещены аллохтонные
маломощьные кремнисто-глинистые осадки с диабазами с собственно
офиолитовыми аллохтонами. ( В.Е.Хаин, 198?).
Проектные задания:
(По особенностям тектонического строения и истории геологического
развития на Урале выделяются области Западного и Восточного Урала. В них
хорошо
проявляется
зональное
расположение
структур,
поэтому
тектоническое районирование Урала можно изучать на любой карте. Зоны и
структуры везде прослеживаются отчетливо. Граница между Западным и
Восточным Уралом проходит по Главному уральскому надвигу. В истории
Урала различать байкальский (комплекс доуралид) и герцинский (комплекс
уралид) этапы).
Западный Урал. Выделить на картах с помощью схемы (рис.71)
Предуральский краевой прогиб (впадины Бельская, Уфимско-Соликамская,
60
Печорская, Косью-Роговская или Воркутинская, Коротаихская); синклинории
(Залаирский
и
Лемвинский);
антиклинории
(Уралтау,
Башкирский,
Среднеуральский, Харбейский). Обратить внимание на роль климата в
формировании осадочных формаций в Предуральском краевом прогибе и на
роль байкальской складчатости в формировании антиклинориев
Главный Уральский надвиг.
Восточный Урал. Положение глубинных разломов и офиолитовых
поясов. Выделить зону зеленокаменных синклинориев (Магнитогорский,
Тагильский, Войкарский, Щучьинский); Урало-Тобольский массив, Аятский
синклинорий. Рассмотреть строение синклинориев и характер слагающих их
пород (океаническая кора?); особенности строения и формирования
Тобольского массива (континентальный блок?).
При изучении этого модуля использовать конспекты лекций, прочитать
стр. 162-172.
Тестовые задания: на практических занятиях по геологической и
тектонической картам показать структуры и их особенности, перечисленные
ниже в контрольных вопросах. По картам прочитаь историю формирования
структур Урала.
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам:
1. Тектоническое районирование Уральской складчатой системы.
2. Геологическое строение Западного Урала.
3. Геологическое строение Восточного Урала.
4. Зеленокаменные синклинории, их место в развитии Урала.
5. Предуральские прогибы.
6. Признаки покровного строения Урала.
7. Урало-Тобольский массив. Место в структуре Урала.
8. Глубинные разломы Урала.
9. Полезные ископаемые Урала.
Пайхойско-Новоземельская складчатая область.
Сглаженные горы Пай-Хоя идут под прямым углом к Уралу, переходят
на о.Вйгач и далее на архипелаг Новая Земля. Расположена складчатая
61
область между плитами Карской и Баренцевоморской. В ней различают
Пайхойский аллохтон, с юго-запада ограниченный Каратаихским, а с северовостока Карским (Югорским) прогибами, складчатыми зонами ВайгачЮжно-Новоземельской, Западно-Новоземельской, Центрально (Восточно)Новоземельской. На севере Новой Земли (за разломом по заливу
Иностранцева)
выделяется
платформенный
чехол
на
байкальском
фундаменте, деформированный в раннекиммерийскую эпоху.
На Карскую впадину наложена Югорская астроблема.
Пайхойско-Новоземельская складчатая область сложена комплексом
пород, сходных с комплексом внешней зоны Урала.
Пайхойский
комплексом,
аллохтон
сложен
надвинутымна
глубоководным
шельфовые
палеозойским
карбонатные
отложения.
Деформации и перемещения на Пай-Хое происходили в раннем триасе.
Выступы
комплексов
доуралид
повидимому
являются
частями
Печерского аккреционного массива. На западе Новой Земли они образуют
фундамент шельфовых карбонатных толщ. Осадочный чехол начинается на
Вайгаче с раннего ордовика, на западе Новой Земли со среднего кембрия.
Снос осадочного материала происходил с Баренцевоморской и Карской плит.
В девоне перед эйфелем на Новой Земле произошли существенные
деформации, сопровождавшиеся внедрением гранитных интрузий в перми,
позднем триасе, ранней юре. Все породы Новой Земли вновь деформированы
в середине триаса.
Е.Е.Милановский
считает
Пай-Хой
и
Новую
Землю
авлако
геосинклинальной структурой. В отличие от герцинского Урала складчатость
в Пайхойской складчатой области раннекиммерийская ( середина триаса).
62
Модуль 3. Эпипалеозойские плиты Скифская и Западно-Сибирская
Урало-Монгольский эпипалеозойский складчатый пояс включает в себя
складчатые области и эпипалеозойские плиты. Целью модуля 3 является
изучение эпипалеозойских плит Скифской и Западно-Сибирской, которые
относятся в отличие от кратонов к молодым, гигантским седиментвционным
бассейнам, содержащим богатейшие месторождения газа и нефти.
Скифская эпипалеозойская плита.
Примыкает с юга к Восточно-Европейской платформе. С юга Скифская
плита ограничена складчатыми сооружениями Кавказа и Крыма. На востоке
эпипалеозойская платформа протягивается до Тянь-Шаня и Памира, её
среднеазиатская
часть
называется
Туранской
плитой.
Условная
географическая граница между Скифской и Туранской плитой проходит по
середине Каспийского моря.
Фундамент плиты.
Добруджинский (Добруджа) массив – байкальской консолидации, с
востока ограничен Одесским разломом.
Равнинный
Тарханкутское,
Крым
–
байкальские
Новоселовское;
грабены
поднятие
Симферопольское,
Сивашский,
Донузловско-
Войковский, Калиновский.
Предкавказье. Азовский выступ УКЩ, Донбасско-Промысловская
герцинская
складчатая
зона,
грабены
(тафрогены)
–
Манычский,
Промысловский, Расшеватский, Северо-Ставропольский, Ейско-Березанский.
Фундамент сложен с углефицированными сланцами и песчано-алевритовыми
сланцами. На некоторых участках отмечены тела гранитов и лавы
каменноугольно-пермского возраста.
63
Переходный комплекс.
Представлен толщами перми-нижней юры. Выполняет тафрогены в
Предкавказье.
Это
толща
красноцветов:
конгломератов,
песчаников,
аргиллитов, известняков от перми до нижнего триаса (мощностью 3км). В
Ейско-Березанском грабене – это триас-юрские аргиллиты, алевролиты,
песчаники с кислыми и средними эффузивами (толща мощностью 4-5 км).
В Равнинном Дагестане в переходном комплексе известно 10 залежей
нефти и газа. Здесь пермь-нижний триас расчленяется на
куманскую свиту – пестроцветные песчано-гравелитовые образования
мощностью 50-100м;
нефтекумская свита – (основная нефтепоисковая верхнепермская
свита) глинистые известняки, хемогенные известняки, доломиты с прослоями
пепловых туфов (1-20м). Мрщность осадков – 1250м. На этой свите
трансгрессивно залегают в Равнинном Дагестане отложения триаса:
кунтайская свита – красноцветные грубообломочные известняки,
конгломераты-брекчии с прослоями глин, песчаников, мергелей;
демьяновская свита – аргиллиты ее играют роль региональной
покрышки;
средний триас – терригенные отложения, в них залежи нефти;
верхний триас – вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы.
Характерные
особенности
переходного
комплекса:
локальное
распространение, резкие изменения мощности и литологического состава,
наличие локальных перерывов, несогласий. Все свиты залегают друг на друге
и на фундаменте. Каждая из них перекрывается породами от нижней юры до
нижнего мела. Мощность изменяется от 0 до 2000м.
Плитный чехол.
В Крыму начинается с нижнего мела, в Предкавказье на востоке с
нижней юры и
на западе со средней-верхней юры. В чехле выделяются
Ставропольский свод, Манычский прогиб, вал Карпинского, поднятия
64
Промысловское,
Росшеватская
Южно-Ергенинское,
и
Прикумская
Каневско-Березанская
зоны
зона
поднятий,
поднятий,
в
Крыму
Тарханкутское поднятие, Альминская впадина.
Комплекс средней юры (прослежен на западе и востоке Предкавказья и
отсутствует в центре) – песчано-глинистые угленосные отложения (до 2 км
мощностью). Верхняя юра представлена пестроцветными, соленосными
гипсоносными глинами, песчаниками, известняками.
Нижний мел – комплекс морских терригенных и карбонатных
отложений, песчано-глинистых с глауконитом. Верхний мел – глауконитовые
пески, глины; писчий мел, мергели, диабазы, базальты, их туфы, андезиты.
Палеоген лежит с несогласием на нижележащих отложениях.Палеоцен
и
эоцен
мергелями.
представлен
повсеместно
Нерасчлененный
песчано-глинистыми
олигицен–нижний
миоцен
породами
и
представлен
майкопской серией глин , на Ставропольском поднятии это пески, песчаники,
алевролиты. В Крыму – мергели.
Толща среднего миоцена – среднего плиоцена фациально изменчивые
отложения
глин,
песчаника,
ракушечника
тарханского,
чокракского,
караганского, конкского горизонтов. В среднем плиоцене в понтическое
время образовалось Ставропольское поднятие и разделило морской бассейн
на Каспийское и Черное море. Начиная с этого времени отложения
континентальные, в Крыму это красноцветы таврской свиты, в Ставрополье –
красно-бурые глины армавирской свиты.
Верхний
плиоцен–антропоген
–
песчано-глинистые
отложения
акчагыла, апшерона, на западе это континентальные отложения.
Полезные ископаемые: нефть–газ – в отложениях альба в ЕйскоБерезанском поднятии, Донецко-Промысловской зоне; в отложениях нижней
исредней юры в Восточно-Кубанской впадине, Прикумском поднятии;
Ставропольские месторождения – в отложениях майкопских глин. Каменный
уголь Донецкого бассейна. Многочисленные типы минеральныхе вод.
65
Проектные задания:
По конспекту и схеме (рис.92) выделить:
структуры фундамента (Азовский выступ УКЩ, Донбасско-Промысловская
герцинская складчатая область, тафрогены Манычский, Промысловский,
Расшеватский, Северо-Ставропольский, Ейско-Березанский),
структуры чехла (Ставропольский свод, вал Карпинского, Манычский
прогиб, зоны поднятий Расшеватская, Прикумская, Каневско-Березанская,
поднятия Промысловское, Южно-Ергенинское).
Изучить тектоническое строение и историю развития Донбасской
складчатой области.
Тестовые задания: по геологической и тектонической картам выделить
указанные выше структуры и расшифровать историю формирования
комплексов и регионов указанных в приведенных ниже контрольных
вопросах.
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам:
1.Тектоника фундамента.
2.Тектоника чехла.
3. Геологическое строение Донбасса.
4.Переходный осадочный комплекс.
5.Полезные ископаемые Скифской плиты.
Западно-Сибирская эпипалеозойская плита.
Западно-Сибирская плита сформировалась в результате герцинского
орогенеза. В тектоническом плане она представляет собой по существу
гигантскую синеклизу. Границы.
Фундамент. По краям плиты мезозойский и кайнозойский чехол
залегает с несогласием на всех более древних породах. Несомненно под
чехол продолжается структуры обрамления: Урала, Казахской скл. обл.,
66
герциниды Иртыш-Дайсанский и Томь-Колыванский скл. обл. В общих
чертах герциниды оконтурены бурением. Некоторыми скважинами вскрыты
породы офиолитовой ассоциации: гарцбургиты, верлиты (разновидность
перидотита, состоящая из оливина и моноклинного пироксена), дуниты и
габбро-нориты,
объединенные
в
Зауральский,
Нижневартовско-Александровский
офиолитовые
Западно-Сургутский
пояса.
и
Гипербозитам
сопутствуют кремнистые сланцы, яшмы, граувакково-черносланцевые толщи
девона.
Скважинами
кристаллические
вскрыт
сланцы
Ханты-Мансийский
и
гнейсы
возраста
древний
960-1260
массив.
Это
млн.
лет.
Грабенообразные депрессии выполнены толщами нижнего-среднего палеозоя
(8-10
км),
(субплатформенный
чехол
–
аналог
геосинклинальных
каледонских и герцинских формаций).
Наибольшие дискуссии идут по поводу строения фундамента северной
части Западно-Сибирской плиты. Одни считают (В.Е. Сурков), что край
Сибирской платформы не заходит за р. Таз, другие (Бененсон и Кунин), что
древний докембрийский фундамент с палеозойским чехлом распространен по
всей северной части плиты, т.к. на Ямале вскрыты гнейсовые толщи.
Континентальная кора над ЗС плитой сокращается до 36-37 км по
сравнению с Сибирской платформой и Уралом. Предполагается, что в районе
Гыданской губы и низовье р. Таз кора безгранитная, т.к. обнаруживается
подъем мантии к поверхности и над подъемом отсутствует слой со
скоростью 5,8-6,3 км/сек. Все это типично для зон рифтогенеза.
Переходный комплекс.
В фундаменте прослежены системы триасовых рифтов. В тафрогенный
этап–этап растяжения молодой платформы заложились рифты УренгойскоКолтогорский, Ямальский, Худосеевский. Длина их до 1500 км, при ширине
50-80 км. Ямальский и Уренгойско-Колтогорский рифты объединены в одни
авлакоген. Выделяются грабены по геофизическим и буровым данным.
67
Грабены выполнены переходным комплексом отложений триасового и
юрского возраста. В основании находится туринская серия (возможно низы
относятся к верхам перми). Это вулканогенно-осадочная толща (базальты,
щелочные базальты, риолиты). Выше залегает челябинская серия отложений
(конгломераты, угленосные отложения) верхнего триаса - нижней-средней
юры.
Для грабенов характерны четкие парные магнитные аномалии
(исключены длинноволновые компоненты магнитного поля – в остаточной
компоненте знакопеременные симметричные магнитные аномалии). Это
позволяет предположить наличие океанской коры под Ямало-Пуровским
авлакогеном (между Ямальским и Колтогорско-Уренгойским грабенами) –
так называемый «обский палеоокеан». Время раскрытия по шкале магнитных
инверсий 235-218 млн. лет, т.е. процесс длился в течении 17 млн. лет.
Большинство нефтяных месторождений сконцентрировано в полосе
над Колтогорско-Уренгойским рифтом. Повышенный тепловой поток
обусловил условия для мобилизации углеводородов из органического
вещества.
Платформенный чехол
Плита имеет форму чашеобразной депрессии площадью больше 3 млн.
км2. В ней выделяются региональные структуры: Внешний (прибортовой)
пояс, Обская приподнятая террасовидная область (мегаантеклиза), ЯмалоТазовская мегасинеклиза.
Внешний пояс. Развиты незамкнутые поднятия (гемиантеклизы) и
моноклизы.
Обский сегмент. Слабая расчлененность подошвы юрских отложений
(глубина 3,5-4 км). Выделяются три неглубокие синеклизы вдоль западной и
южной
границ
Внешнего
пояса
(Мансийская,
Среднеиртышская
и
Чулымская); антеклизы Хантейская и Кеть-Вахская. Хантейскую антеклизу
осложняют Сургутский свод и Нижневартовское поднятие. Кеть-Вахскую –
68
Александровский свод и Васюганское поднятие. Все своды и поднятия
сформировались в течение юры и мела. На севере Внешнего пояса
располагаются Северо-Сосвинские поднятия (на них открыто первое
месторождение нефти в Западной Сибири – Березовское).
Ямало-Тазовская мегасинеклиза. В ней различают синеклизы ПурГыданскую и Южно-Карскую, разделенные Среднеямальской антеклизой.
Подошва чехла погружается до 7-8 км, на внутренних поднятиях 4-6 км. На
юге широтный Мессояхский вал отделяет Надым-Тазовскую синеклизу (по
линии Игарка–Салехард) от остальной мегасинеклизы.
В Ханты-Мансийском районе в юре-мелу сформировались своды и
валы.
По обрамлению плиты чехол начинается с нижней юры (тюменская
свита) триасовые отложения только в грабенах. В её южной части мощность
чехла не более 3 км. На севере мощность чехла до 10-12 км, максимум над
Колтогорско-Уренгойском грабене. Отложения юры согласно залегают на
мощной толще черных и серых сланцев, алевролитов и песчаников (Западная
часть Енисей-Хатангского прогиба) триаса и возможно перми.
Чехол имеет псамито-пелитовый состав отложений, формировавшихся
в
континентальных
и
неглубоких
морских
бассейнах.
В
условиях
некомпенсированного бассейна отлагались глины баженовской свиты,
основной нефтематеринской и нефтеносной свиты Западно-Сибирской
плиты. Осадочный чехол выполняет гигантскую синеклизу – ЗападноСибирский
осадочный
бассейн.
Возникновение
осадочного
бассейна
Западной Сибири – следствие триасового рифтогенеза.
Раннекиммерийская складчатость проявилась сжатием в конце Т3 (как
на Пай-Хое, Центральном Таймыре).
На севере плиты выделяется чехол нижнее-средне палеозойских
морских терригенных и карбонатных отложений. Тегульдетская и Касская
впадины
также
выполнены
палеозоем. В погребенных
каледонидах
69
выделяются впадины с отложениями среднего и верхнего палеозоя близкими
к таким Тенизской впадины (Центральный Казахстан).
Полезные ископаемые.
Проектные задания:
При изучении ЗС плиты выделить:
структуры фундамента (продолжение структур регионов обрамления,
Ханты-Мансийский древний массив, офиолитовые пояса Зауральский,
Западно-Сургутский, Нжневартовско-Александровский, Обский палеоокеанбезгранитная кора),
структуры
переходного
комплекса
(тафрогены
Уренгойско-
Колтогорский, Худосеевский иЯмальский);
структуры
чехла:
внешний
–
прибортовой
–
пояс,
Обская
мегаантеклиза (синеклизы Мансийская, Среднеиртышская, Чулымская;
антеклизы Хантейская и Кеть-Вахская со сводами и поднятиями);
мегасинеклиза Ямало-Тазовская (Среднеямальское поднятие, Южно-Карская
и Пур-Гыданская синеклизы); Мессояхский вал; Надым-Тазовская синеклиза;
Северо-Сосьвенское поднятие.
Тестовые задания:
Поскольку З-С плита закрыта палеоген-неогеновыми отложениями
структуры следует изучать по конспектам и схемам, приведенным
преподавателем
на
лекциях,
поэтому
тестирование
заключается
в
изображении студентами тектонических схем по тестовым вопросам
приведенным ниже.
Контрольные
вопросы
для
самостоятельной
подготовки
к
тестированию:
1.Тектоника фундамента ЗС плиты.
2.Тектоника чехла ЗС плиты.
70
3.Полезные ископаемые ЗС плиты (распределение месторождений
нефти и газа по площади плиты).
4.Тафрогены ЗС плиты.
5.Офиолитовые пояса фундамента плиты.
МОДУЛЬ 4. АЛТАЕ-САЯНСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ,
МОНГОЛО-ОХОТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ.
Целью модуля 4 является изучение восточного окончания УралоМонгольского складчатого пояса – Алтае-Саянской и Монголо-Охотской
складчатых областей, отличающихся спецификой формирования: в первом
случае, блоковым строением, во втором – коллизионным.
Алтае-Саянская складчатая область.
Алтае-Саянская складчатая область, как отмечалось, относится к
Урало-Монгольскому эпипалеозойскому поясу, но имеет ряд существенных
отличий. Это по структуре Алтае-Саянский геоблок, состоящий из блоков,
развитие которых заканчивалось в разные этапы от байкальского до
позднегерцинского. Блоки ограничены глубинными разломами (шовными
зонами), что исключило появление краевых прогибов. Разрывы маркируются
поясами серпентинитов.
Алтае-Саянская складчатая область.
Рельеф. Границы.
Серия древних массивов к югу и юго-западу от Сибирской платформы
считались продолжением её фундамента. Только после того, как были
откартированы каледонские шовные зоны в восточной части Восточного
Саяна и Хамар-Дабана, стало ясно, что они являются осколками какого-то
71
другого континента. Об этом свидетельствуют различая в строении чехла и
метаморфических толщ докембрия этих массивов и Сибирской платформы.
Алтае-Саянский геоблок системой глубинных швов разделен на ряд
блоков, выраженных в геофизических полях. Тектоническое районирование
геоблока: Барнаульский погребённый блок, Тувинский докембрийский
массив (состоит из нескольких глыб: Хамар-Дабан, Сангиленский, зона
Танну-Олла - северо-западная окраина массива переработанная салаирскими
движениями.
Глыбы
выполненными
возраста
Arch–Prtz
осадочными
толщами
разделены
Rf-Pz1.
прогибами,
Архейские
породы
гранулитовой фации (гнейсы, чарнокиты, мраморы) известны в некоторых
районах Сангиленского массива. Широко распространены раннепротеро
зойские амфиболиты, мраморы с графитом и джеспилиты, рифей-вендские
гнейсы и мраморы с раннерифейскими онколитами. Нижний кембрий
залегает несогласно, представлен грубообломочными и карбонатными
отложениями.
На
массив
наложен
выполненный
платформенными
Хемчик-Систигхемский
образованиями
с
прогиб,
внутриплитным
вулканическим материалом. Известны покровы с V3 – Є1 офиолитами.
Дербинский массив – это Pztz1 антиклинарий, примыкает к СаяноЕнисейским байкалидам (Протеросаян).
Верхнеканская глыба Prtz1.
Зоны
салаирской
складчатости.
Закончили
постсинклинальное
развитие к позднему кембрию. В её составе Казыр-Кизирская зона,
Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Катунский антиклинарий, Минусинская
впадина.
Кембросаяны примыкают к Дербинскому антиклинорию.
Казыр-Кизирская зона. Геосинклинальный комплекс от Rf3 до Є1
представлен
вулканогенно-терригенно-кремнистыми
отложениями
с
офиолитовым комплексом. На рубеже раннего и среднего кембрия
произошла салаирская фаза складчатости, со среднего кембрия до конца
кембрия–орогенный этап развития.
72
Кузнецко-Катунское складчатое сооружения.
Кузнецкий-Алатау.
Крупный
антиклинарий,
в
плане
имеет
веерообразную форму. В узкой его части, в ядре расположен Томский массив
(Горная Шория). Область эвгеосинклинального типа. В догеосинклинальную
среднерифейскую эпоху – накапливались кремнисто-карбонатные осадки
субплатформенного типа. Геосинклинальная стадия с венда до конца
среднего кембрия – офиолитовая формация. В грабен-синклиналиях
сохранилась верхнекембрийская моласса пестроцветная континентальная и
девонская вулканогенная. Подводные вулканиты моласс относятся к
базальтоидам. Томский массив сложен гранито-гнейсами, амфиболитами,
диабазами, иногда гипербазитами.
Минусинные
герцинские
наложенные
впадины.
В
их
центре
Батенёвский блок. Выполнены толщами осадочных пород, залегающих
несогласно на каледонском фундаменте: континентальные вулканогенноосадочные толщи D и угленосные С – Р1. В низах толщи вулканиты
базальтового и андезитового состава, нередко щелочной линии. Известны
небольшие массивы сиенитов, щелочных гибброидов.
Зона каледонской складчатости Западных Саян. Горный массив
Западных
Саян
в
структурном
плане
состоит
из
антиклинориев
Джебашского, Куртушибинского, Чулымшанского и Усинского синклинария
между ними. В Западных Саянах развиты офиолито-гипербазитовые поля.
Приуроченные к шовным зонам Куртушибинской, Джебашской, Курайской
(между Зап. Саянами и Горным Алтаем). Это блоки тектонических покровов
в составе хаотических комплексов (меланжа). Внутри поясов меланжа
глаукофановые сланцы (окаймляют Джебашский массов).
В Джебашском антиклинории в ядре – Rf1 и раннепалеозойская
метаморфическая толща. В основании геосинального комплекса Западных
Саян V-Є1 сплито-кератофировая формация, местами спилито-кремнистосланцевая. Выше зеленые туфы аидезито-базальтового состава (Є13 – Є2) и
флишоидные толщи в Чулымшане ( – S1). S3 – C паралическая и
73
вулканическая моласса. Комплекс интрузий плагиогранитов, габброидов и
лейкократовых гранитов прорывают Rf, Є, О. Геосинклинальный этап (V-ОS) не характерен, т.к. отсутствуют краевые прогибы и слабый плутонизм.
Горно-Алтайская зона отделена от салаирид Катуни Ануйско-Чуйским
синклинорием. Состоит из Талицкого и Холзунско-Чуйского антиклинориев,
мегантиклинария Горного Алтая.
В ядре однородная песчано-сланцевая флишоидная формация (Є – О1)
перекрытая молассой О2. В некоторых районах известны формации спилитдиабазовая V-Є1 и кремнисто-сланцевая Є1–Є2.
Раннегерцинская структура Салаира. Складчатость проявилась уже в
D2, в С1 создана складчато-надвиговая структура. Различают стадии развития
венд-среднекембрийскую с гипербазитами офиолитовой ассоциации и
позднюю – флишоидную Є2 – О. Завершает геосинклинальное развитие
терригенно-карбонатная формация (S – С1).
Позднегерцинские структуры завершили развитие в С2 – Р. В
тектоническом плане различают Ануйско-Чуйский синклинорий, Кузнецкий
прогиб, Томь-Колыванскую зону (на с-в Томская, на ю-з Обская часть),
Рудноалтайская зона.
Кузнецкий прогиб начал формироваться в девоне. Накопились
туфогенно-терригенные и карбонатные толщи верхнего палеозоя и нижнего
мезозоя мощностью до 1 км. Это континентальные осадки угленосной
формации (основные угли пермские). Толщи у западной окраины прогиба
сильно деформированы (асимметричные складки и надвиги). В глубь прогиба
складчатость
выполаживается.
Многочисленные
силы
диабазов,
что
обусловило зоны контактного температурного метаморфизма. Угли ценные
высококачественные
коксующиеся
(Кузнецкий
бассейн,
Горловский
бассейн).
Рудно-Алтайская
зона
сходна
с
Горно-Алтайской,
сложена
метаморфизованными зеленосланцевыми фациями терригенных пород (Є –
О). О3 –S –D1 отсутствуют. D2 (8 км толща) – вулканогенно-терригенная
74
формация
с
кислыми
вулканитами
на
поднятиях
и
туфогенными
флишоидными карбонатно-глинистыми осадками в прогибах. D3–С1 сложная
фациальная обстановка с обширным вулканизмом. Внедрение в С3 и Р
гранитоидов (привело к становлению Змеиногорского и Лениногорского
гранитоидных комплексов). С2 - С3 в межгорных прогибах предоставлены
угленосной молассой. Ряд антиклинориев (Алейский, Синюшинский) и
синклинорий Быструшинский.
Выделяются шовные зоны Северо-Восточная (разделяет Рудный Алтай
и Горный Алтай), Иртышская (Рудный Алтай и Калбинский синклинорий).
Горный Алтай по шовной зоне надвинут на Рудный.
Иртышская
зона.
Продолжала
развиваться
(прогибаться)
после
закрытия герцинид Рудного и Горного Алтая в С1. На востоке зоны
располагается Калбинская структурно-фациальная зона монотонных черных
сланцев и алевролитов и флишево-граувакковая толща С.
На
западе
Иртышской
зоны
выделяется
Жарминско-Саурская
структурно-фациальная зона развития вулканогенных (андезито-дацитов) и
обломочных отложений карбона. Здесь же габбродиориты и адамелиты С1,
биотитовые и аляскитовые граниты Р.
Жарминская и Калбинская зоны разделены мощной Чарской зоной
офиолитов с покровным строением. Закрылись они в конце С начала Р.
В мезозое эта область была платформой, только в юрских впадинах
происходило угленакопление. Тектоно-магматическая активизация в N
привела к созданию современного рельефа и складчато-глыбовой структуры
региона.
Проектное задание.
Обратить внимание на блоковое строение региона, на возраст
структурных этажей, на роль глубинных разломов и офиолитовых
комплексов, а также на проявления салаирской фазы складчатости
(салаириды – ранние каледониды).
75
Тестовые задания
Схема тектонического районирования приведена на странице 122
(рис57). Рекомендуется при изучении структур пользоваться геологической
картой, как наиболее информативной для этого региона.
На геологической и тектонической картах показать добайкальский
Тувинский массив (состоит из блоков Хамар-Дабан, Сангиленского и Тануолла, Дербинского массива или Протеросаян), салаириды (Казыр - Кизирская
зона или Кембросаяны, антиклинорий Кузнецкий Алатау, Томский массив
или Горная Шория, Катунский антиклинорий, Минусинская впадина),
каледониды (складчатая область Западных Саян, впадины Тувинская,
Тоджинская и Уйменско-Лебедская), ранние герциниды (антиклинорий
Салаирский), поздние герциниды (Томь-Колыванская зона, Ануйско-Чуйский
синклинорий,
Кузнецкий
прогиб,
Рудноалтайская
зона).
По
картам
расшифровать их историю развития.
Монголо-Охотская складчатая область
Окаймляет с юга байкалиды Забайкалья и Становой блок Алданского
щита.
Включает
Яблоновую)
Западно-Забайкальскую
складчатую
систему,
салаирскую
(Селенгино-
Восточно-Забайкальско-Охотскую
герцинско-позднемезозойская складчатую систему. На них наложены
позднеюрско-нижнемеловые грабенообразные впадины. По структурным
особенностям выделяются Западный, Центральный и Восточный сегменты.
Природа Монголо-Охотского пояса вызывает большие дискуссии.
Существует несколько точек зрения.
Фундамент пояса был создан в конце Рz , а в раннем Mz вдоль пояса
возникла за счет пояса раздробления фундамента, серия новообразованных
морских прогибов, заполнявшихся продуктами разрушения смежных
76
поднятий. Осадочные выполнения прогибов вместе с фундаментом было
вновь
деформировано
в
различные
отрезки
мезозоя,
местами
метаморфизовано и прорвано гранитами.
В последние годы появились данные о непрерывных разрезах Pz3 и Mz,
как в западном, так и в восточном сегменте. Это позволило создать новую
модель тектоники М.О. пояса. Кузьмин рассмотривает историю М.О. пояса с
D и J как эволюцию структур, возникших на месте обширного океанического
залива, вдававшегося внутрь южной окраины Сибири. Парфенов по
восточной части пояса обосновал его происхождение за счет столкновения
Буреинского массива с окраиной Сибири.
Милановский
Е.Е.
считает
позднеюрско-раннемеловые
грабено
образные впадины Забайкалья звеньями Забайкальско-Восточномонгольской
позднемезозойской эпиорогенной рифтовой системы.
Для всего пояса характерно:
1. развитие зеленосланцевых метаморфических толщ, образованных по
вулканическим и тонкообломочным сериям. Это полоса шириной 10-20км,
реже
50км.
глаукофановые
Местами
сланцы.
среди
метаморфических
Возраст
их
считался
пород
встречаются
докембрийским
или
раннепротерозойским, но совсем недавно на востоке (в хребте Джагды) в
метаморфической толще была обнаружена фауна (возрастом от D до Р).
Кроме того доказан юрский возраст метаморфозма этих толщ.
2. наличие пояса тел габбротонолитов пиканского комплекса (хр.
Тукурингра-Джагды) и буреинского в Восточном Забайкалье. Возраст их
рассматривался как раннепалеозойский. Г.П. Кириллова относит их в
Джагдинском
районе к позднему палеозою, а в Восточном Забайкалье
Долгалёв доказал их Т возраст. Пояс напоминает тонолитовую линию Альп,
где тонолиты приурочены к шву столкновения континентов.
3. Почти по всему М.-О. поясу развиты гранитогнейсовые купола. В
Восточном Забайкалье доказан юрский возраст формирования куполов.
4. непрерывное развитие региона в Pz3 и Mz1.
77
Все эти особенности являются определяющими признаками зон
столкновения континентов.
Тектоническое районирование.
1.Древние
массивы:
Северный
участок
Буреино-Дунбейской
платформы, Хингано-Буреинский массив, Приаргунский массив (Аргунскокеруленский или Центрально-Монгольский массив).
2. Селенгино-Яблоновая зона ранних палеозоид-салаиридов.
3.Палеозоиды, переработанные Mz деформациями: Борщовочный,
Джагдино-Тукурингрский, Шантарский антиклинории.
4.Мезозойские складчатые области: Олонско-Газимуровский и АмуроЗейский синклинории. Здесь палеозойское основание переработан Mz
складчатостью (J несогласно на Pz). В ядрах Pz гранитизирован.
5.Впадины и прогибы: Удская, Верхнезейская, Буреинский прогиб –
выполнены угленосными молассами Mz3 -Kz возраста.
6.Глубинные разломы: Монголо-Охотский, Южно-Тукурингрский (над
ним джагдинская зона смятий). Разломы сопровождают габбро-диоритовые
интрузии.
Хингано-Буреинский массив сложен в основном палеозойскими
гранитными
батолитами
и
ограничен
прямолинейными
разломами.
Докембрийское основание сохранилось на небольших участках. Оно
представлено Arch или Pzt1 метаморфическими комплексами (гнейсы,
амфиболиты, кристаллические сланцы), Pzt3 – филлитами, мраморами. Выше
залегают V–Є глинистые сланцы. Спаян блок в Є (салаирская фаза), в это же
время происходит внедрение гранитов. Затем накопились D1-2 аркозы и
кислые эффузивы С. В Pzt3 вновь внедрение порфировидных биотитовых
гранитов. На массив наложена Зее-Буреинская впадина.
Приаргуньский массив перекрыт Pz и Mz отложениями и прорван Mz
гранитными батолитами. Выходы докембрия редки – ранний докембрий
78
обнажен в ядрах мезозоид (глубокометаморфизованные породы). На крист.
основании чехол V–Є – конгломераты в основании, археоцеатовые
известняки и кварцитовидные песчаники. На Приаргунский массив наложен
Верхнее-Амурский прогиб, выполненный карбонатно-терригенной толщей SC1 (m = 5 000 – 6 000м). Пассивная окраина? Глубинный разлом БорзинскоГазимуровский. С меридиональными разломами связано Wо оруденение, к
широтным разломам приурочено Мо оруденение, к поперечным поперечным
– флюоритовое. В J2 в массиве сформировались гранито-гнейсовые купола.
Объединение массивов в Pz3 (С). Между ними герцинский складчатый пояс.
Восточный сегмент. Удско-Шантарский блок имеет СВ простирание.
Структуры сложены кремнисто-вулканическими и хаотическими толщами SС1. Деформация ранняя перед Р, (по-существу, герцинская деформация).
Наложены Удский и Торомский прогибы Т1 - J3.
На востоке Джагдинской зоны – метаморфические сланцы и гранитогнейсовые купола. Последние образуют цепочки длинной до 200км.
Восточнее в Ниланском антиклинарии кремнисто-вулканогенные толщи D–
К. В Амгуньском синклинарии полный разрез Mz, (Т- J3), сильно
деформирован. Общая структура складчато-глыбовая.
На западе Джагдинской зоны структуры с-з простирания. В основании
разреза серия сланцев S –P (ранее относили к докембрию). Фиксируются Т3
олистостромы. J1 в Западно-Джагдинском прогибе представлена флишем –
здесь непрерывный разрез от Pz1 до J2.
Тукурингрская зона представлена полосой метаморфических сланцев
шириной 30-50км, в которых прослежены полосовидные тела габбротонолитов.
По
Добрецову
метаморфические
комплексы
содержат
глаукофановые сланцы, образующие Тукурингрский пояс.
Центральный сегмент. Это узкие редкие клинья метаморфические
сланцев, небольшие тела габбротоналитов. Недавно обнаружены узкие
полосы морских Т и J отложений.
79
Западный сегмент. Разное простирание. В основном разрез из
обломочных пород (турбидитная серия) D-C. На востоке, в Агинском блоке,
разрез наращивался морскими Т и J отложениями. По-видимому, в
Чиронском прогибе это непрерывная серия Pz–Mz. Здесь деформация
проявилась надвигами и образованием гранито-гейсовых куполов в J2.
Селенгино-Яблоновая зона сложена мощными (10км) зеленослан
цевыми толщами Rf-Є1
(салаиридами). Выше S –C1 песчано-глинистый
комплекс (примерно 8км). После С1 произошла складчатость и внедрение
гранитов. Пермские отложения в простых прогибах представлена угленосной
молассой. Т–J1–J2 – составляют чехол (преимущественно песчаники и
конгломераты).
Выделяется 3 типа разреза: Яблоновая зона платформенная – морской
Є и угленосная юра лежат согласно на фундаменте.
Южнее – складчатый кембрий, на нем угленосная юра залегает
горизонтально (Pz-эписалаирская платформа).
Еще южнее Є и J1 складчаты, метаморфизованы, интрудированы. На
границе средней и поздней юры проявилась киммерийская складчатость, в
поздней юре раннем мелу формировались впадины с угленосной молассой, в
неогене произошла тектономагматическая активизация. В регионе обилие
гранитных батолитов, возраст которых омолаживания от Pz3–Т на западе до
T3–J2 на востоке. Также изменяется возраст складчатости: в Восточном
Забайкалье – J2 (В), в Западном Хэнтэе (к югу от Байкала)–перед Т3, в Хангае
(Западная Монголия)–перед Т.
С юга этот сегмент сопровождается офиолитовыми зонами: ВосточноАгинской, Джорольской, Боян-Хочорский. Офиолиты имеют возраст Prtz3.
По Добрецову здесь располагается второй пояс глаукофановых сланцев –
Агинский.
Восточно-Забайкальская сигмоида (Агинское поднятие). Здесь с запада
на восток простирание структур меняется с широтного на меридиональное до
северо-восточного.
Сигмоида
“обтекает”
поле
развития
триасовых
80
отложений, что служило основанием для выделения Агинского массива. В
настоящее
время
образование
сигмоиды
связывают
со
сдвиговым
(левосторонним) смещением вдоль крупного шва, из-за “вдавливания”
Аргуньского выступа в Становик.
Внутриплитный магматизм. Ареал внутриплитного магматизма –
осевая часть Монголо-Охотского пояса, в ядре гранит-гранодиоритовые
батолиты. Ареал по периферии сложен эффузивными и интрузивными
породами повышенной щелочности, а также редкометалльными гранитами.
Магматизм сопровождался формированием грабенов, заполненных молассой.
Горячие точки образовали Северо-Монгольский пояс (в том числе
Селенгинский) в С2–Р1 (310-270млн. лет)
Итак:
Приведенные факты дают возможность установить, что МонголоОхотский пояс образовался в результате коллизии, когда Дунбейская
платформа
столнулась
с
Сибирской
плитой.
В
зонах
коллизии
глаукофановые сланцы (субдукция), зонах обдукции гранито-гнейсовые
купола, палингенные граниты. Складчатость проявилась в Восточном
Забайкалье на границе средней и поздней юры (киммерийская), в
Центральном сегменте – складчатость в позднем триасе, пред средней юрой
(раннекиммерийская) и в поздней юре (позднекиммерийская), в Восточном
сегменте – австрийская фаза складчатости (в начале позднего мела)
сопровождалась внедрением гранитов.
Проектное задание:
Тектоническое районирование этой области рекомендуется изучать по
геологической карте, историю развития по конспектам лекций. Помнить, что
складчатая область сформировалась в результате столкновения окраины
восточносибирского блока с Дунбейской платформой. Привести структурные
и петрографические признаки коллизии.
81
Тестовые задания
На практических занятиях на геологической и тектонической картах
показать признаки коллизии и структуры региона: древние массивы
(Хингано-Буреинский,
Приаргунский);
(Селенгино-Яблоновую);
Тукурингрский,
зону
антиклинории
Шантарский);
салаирской
(Борщовочный,
мезозойские
складчатости
Джагдино-
синклинории
(Ононско-
Газимуровский, Амуро-Зейский); впадины унаследованные и наложенные
(Удская, Верхнезейская, Буреинская), глубинные разломы (МонголоОхотский, Южно-Тукурингрский).
Контрольные
вопросы
для
самостоятельной
подготовки
к
тестированию:
1.Время формирования М-О складчатой области.
2.Признаки коллизионного строения М-О складчатой обласи.
3.Геологическое строение Западного сегмента.
4.Геологическое строение Центрального сегмента.
5.Геологическое строение Восточного сегмента.
6.Полезные ископаемые М-О складчатой области.
МОДУЛЬ 5. МЕЗОЗОЙСКИЙ СКЛАДЧАТЫЙ ПОЯС
Цель модуля 5 – показать особенности строения пояса мезозойской
складчатости, окаймляющей азиатскую часть нашей страны. Особенность
заключается в акреционном строении пояса, сформировавшегося в условиях
субдукции океанической коры Тихого океана.
Геосинклинали мезозойского складчатого пояса заложились в среднем
палеозое (в середине карбон), развитие их завершилось складчатостью в
конце мелового периода (ларамийская фаза). Все регионы отличаются
аккреционным строением.
82
Верхояно-Чукотская складчатая область
Мезозоиды Северо-Востока занимают северо-восток Азии (регионы
Верхоянья, Колымы, Чукотки).
Пояс складок северо-востока возник в результате отрыва в юре
континентального блока Чукотки и Карского массива (Арктиды) от Северной
Америки и столкновения их в начале мела с северной окраиной Евразии. К
северо-востоку причленилось значительное количество чужеродных блоков,
прибывших со стороны Тихого океана. Складкообразующие движения
закончились в середине мела, после чего возник Охотско-Чукотский
континентальный вулканический пояс, как следствие продолжающегося
сближения плит Тихого океана с Евразией и их субдукции под активную
окраину. Верхояно-Чукотская складчатая область ограничена с юго-востока
Охотско-Чукотским вулканическим поясом и с запада и юго-запада
Сибирской платформой. В пределах этой территории располагается пояс
современной сейсмичности, идущий от оси спрединга в Ледовитом океане
(хр. Гаккеля) на шельф моря Лаптевых, в район дельты р. Лены и далее по
хребту Черского. К последнему приурочены грабены Момской рифтовой
системы
и
проявления
молодого
вулканизма.
Этот
пояс
является
современной границей раздвижения Евроазиатской и Северо-Американской
литосферных плит (последние 35 млн. лет), с 35 млн. лет до 55 млн. лет эта
граница проходила между Чукоткой и Аляской.
Итак, структура Северо-Востока образовалась аккреционным путем, в
результате
столкновения
разновеликих
блоков
и
соединения
(континентальных,
вместе
разновозрастных
островодужных,
и
остатков
океанического ложа), которые присоединились к окраине Евразии при
встречном движении плит Тихого океана и Арктики с конца юра до начала
мела.
83
Тектоническое районирование.
В мезозоидах Северо-Востока выделяются следующие структуры.
1.Предверхоянский краевой прогиб (вдоль края Сибирской платформы
фронт надвигов от Южного Верхоянья до дельты Лены) и прогибы ЛеноАнабарский и Енисей-Хатангский.
2.Верхоянская
складчатая
система
(Верхоянский
антиклинорий,
Индигиро-Колымская сниклинорская зона, Южно-Верхоянская складчатая
зона, поднятия Хараулах и Сетте-Дабан), Инъяли-Дебинский синклинорий.
3.Срединные массивы – микрокониненты со среднепротерозойским
фундаментом Охотский, Омолонский, Тайгоносский, Чукотский. Юдомомайское поднятие
4.Колымская структурная петля (структуры хребтов Полоусного,
Черского, Юкагирского плоскогорья – поднятия (чужеродные блоки)
Полоусный, Тас-Хаяхтахский, Селенняхский, Омулевский, Приколымский, к
северу от Омолонского массива – Берёзовский, Алучинский и т.д.). На
чужеродные блоки наложены позднеюрские островодужные пояса УяндиноЯсаченский, Алазейско-Олойский, Анюйско-Святоносский.
5.Пояс меловых гранитоидных батолитов (Колымский батолитовый
пояс).
6.Южно-Анюйская
складчатая
зона,
представляет
собой
шов
столкновения различных континентальных блоков в раннем мелу.
7.Чукотская складчатая зона (палеозойские и мезозойские комплексы
пассивной окраины Арктиды или Гипербореи).
8.Шовная
зона
Врангеля
(Врангеля-Геральда-Брукса)
–
пояс
деформаций верхнемелового–палеогенового времени.
9.Внутренние впадины и прогибы: Момо-Зырянская, Ольджойский
прогиб.
Верхоянская складчатая система – это область развития верхоянского
комплекса отложений верхнего палеозоя (с верхнего визе)–триаса–юры.
84
У края Сибирской платформы в основании верхоянского комплекса
залегает толща мощных верхнедокембрийских (рифейских) и ранне
палеозойских отложений. Наиболее древние отложения выходят в ядрах
Сетте-Дабанского и Юдомо-Майского антиклинориев. В основании мощного
(более 18км) рифейско-раннепалеозойского комплекса лежит терригеннокарбонатный рифей – 8км; на нем карбонатные венд и кембрий – 1,5км; выше
карбонатный ордовик-силур.
Рифейско-раннепалеозойская толща без структурных несогласий, с
многочисленными рифовыми постройками. Имеет все признаки отложений
пассивных окраин плит. Длительность существования пассивной окраины не
менее 500 млн. лет. О рифтогенезе свидетельствуют два периода в истории
окраины:
1.1000 млн. лет назад произошло внедрение щелочных габбро и габбро
– сиенитов, а также формирование карбонатитов в Хараулахском и
Кыллахском поднятиях.
2.В позднем девоне (в франское время) в Сетте–Дабане отмечен
базальтовый
вулканизм
траппового
типа
и
щелочно-ультраосновной
комплекс с карбонатитами. В устье Лены отмечены субщелочные лавы.
Возможно, рифтогенные структуры представляют собой продолжение
структур Вилюйско-Патомской рифтовой системы.
Верхоянский
комплекс
без
несогласий
лежит
на
рифейско-
раннепалеозойском комплексе.
Верхоянский комплекс С2-J – монотонная обломочная толща,
представленная чередующимися песчаниками, алевролитами, аргиллитами,
реже
конгломератами,
отложившимися
в
условиях
мелководья
или
континентального склона. Доказано, что обломочный материал поступал
исключительно с Сибирской платформы, выносился на обширный шельф
продвигавшийся к востоку. Мощность и мористость осадков закономерно
возрастают по мере удаления от Сибирской платформы. В этом же
направлении появляются горизонты с подводно-оползневыми текстурами и
85
флишоидным сложением. Особенности комплекса трудно объяснить иначе,
чем отложениями пассивной окраины.
Породы
верхоянского
комплекса
подверглись
интенсивным
деформациям. В целом чехол сорван с основания, крупные надвиги
обнаружены по периферии складчатой системы. Вдоль границы с
Приверхоянским прогибом величина перемещения
достигает первых
десятков километров. Структура Верхоянья асимметричная. Наиболее
прогнутые части складчатой системы – Инъяли-Дебинский и Ольджойский
синклинории. На них надвинуты палеозойские чужеродные блоки и
мезозойские вулканиты хребта Черского.
Складчатость
произошла
в
конце
юры
–
в
начале
мела
(позднекиммерийская фаза) на востоке Верхоянской зоны, в конце раннего
мела
–
начале
позднего
мела
(австрийская
Приверхоянском
краевом
прогибе
первые
фаза)
на
продукты
западе.
(В
разрушения
верхоянского комплекса появляются в альбе).
Колымская структурная петля
Структура колымской петли хорошо читается на геологической карте
по выходам пород нижнего и среднего палеозоя в хребтах Полоусном,
Черском, Приколымском и на Юкагирском и Алазейском плоскогорьях. В
разрезе выделяются два структурных комплекса, разделенных несогласием в
Полоусном блоке, в хребте Черского, в Приколымском – в предбатское
время; на Алазейском плато
– в предпозднетриасовое; на севере
Юкагирского плато – в предсреднеюрское.
Эти несогласия отделяют блоки петли от отложений мезозойских
островодужных комплексов. (эти перерывы отсутствуют в верхоянской
серии). Блоки петли от отложений верхоянского комплекса отделены
надвигами с олистостромами. Надвигание произошло в раннем мелу,
амплитуда до десятков километров. На северо-востоке петля обрезана ЮжноАнюйской шовной зоной.
86
Верхнепалеозойские
отложения
разнообразны,
представлены
вулканическими, кремнистыми и вулканогенными породами, включая
офиолиты. Разнофациальные комплексы сближены и отложения резко
меняется при переходе от одного блока к другому. В структурном плане
отложения имеют необычайно сложное строение и представляют собой
многочисленные чешуи (от км до десятков в поперечнике), надвинутые друг
на друга. Чешуи имеют торцовые сочленения и напоминают гигантскуб
брекчию.
Характеристика
блоков
дана
в
объяснительных
записках
к
геологическим картам м-ба 1:1000 000 (новая серия) листов Q–54,55 (Хонну)
и Q–56,57 (Среднеколымск).
Осюда следует вывод, что основание Колымской петли представляет
собой деформированную мозаику чужеродных блоков. Сложная чешуйчатоблоковая структура возникла в конце мезозоя, а каждая чешуя представляет
собой обломок более крупных первичных блоков.
Можно выделить первичные блоки по характеру разрезов:
карбонатный разрез,
вулканический разрез пород ордовика,
вулканогенно-кремнистый разрез верхнего палеозоя и мезозоя с офиолитами
и островодужные комплексы среднего-верхнего палеозоя с офиолитами.
Щелочность и содержание калия в изверженных и вулканических
породах возрастают от центра петли к ее внешней части, т.е. с востока на
запад. Палеозона Беньофа под углом 45° падает на запад.
Деформация петли произошла в середине раннего мела.
Итак, колымская структурная петля представляет собой вторично и
неоднократно
деформированную
аккреционную
мозаику
чужеродных
блоков, собранных у нескольких разновозрастных островных дуг. Комплекс
отложений верхоянской серии представляет собой матрицу с впресованными
в нее чужеродными блоками колымской петли. Петля разделяет поле
развития верхоянского комплекса верхнего палеозоя – мезозоя (пассивная
87
окраина Сибирской платформы) от внутренних частей Верхояно-Колымской
области, имеющих аккреционное строение, т.е. это структурный шов, по
которому к Сибирской платформе перед поздней юрой причленились
разновозрастные блоки земной коры.
Большая часть внутренних пространств колымской структурной петли
перекрыта молодыми островодужными вулканическими образованиями и
поэтому названные блоки лишь часть из вскрытых блоков.
Островодужные комплексы образуют две дуги Алазейско-Олойскую и
Уяндино-Ясачненскую.
Алазейско-Олойская вулканическая дуга формировалась в триасе на
границе доггера и мальма и сложена андезитами, базальтами, их туфами,
кремнистыми
и
вулканогенными
породами.
Уяндино-Ясаченская
вулканическая дуга имеет возраст от келловея до титона. Состав вулканитов
от базальтов через андезиты до риолитов с прослоями морских осадков.
Преддуговой террасой может быть мощная (6,5км) флишоидная толща с
вулканогенным материалом (возраст до титона). Расположена толща к
северо-востоку от Уяндино-Ясаченской вулканической дуги.
Пояс батолитов.
На юге Колымская петля сечется поясом гранитных батолитов, но на
севере он согласен с простиранием петли, т.е. петля разновозрастна:
добатолитовая на юге, послебатолитовая на севере. Батолиты сложены
гранитами и гранодиоритами. Их состав близок к среднему составу
верхоянской серии отложений. Соотношение
87
S2/86S2 характеризуются
высокими значениями от 0,720 и выше.
Состав батолитов (от биотитовых до амфиболовых гранитов) зависит
от того, где они залегают – в терригенных или преимущественно
карбонатных породах Все это свидетельствует о том, что гранитоиды
палингенные и могут рассматриваться как коллизионные граниты (структуры
Колымской петли перекрыли породы верхоянского комплекса, вследствие
88
чего произошло утолщение коры и выплавка гранитов в локальных камерах).
Оловоносность и золотонсных гранитных тел.
Приколымский блок входил до франского века в состав Сибирской
платформы, на что указывает сходство отложений Rf (сибирский разрез,
однотипные строматолиты), Рz. В фамене смена карбонатных пород
глубоководными кремнистыми сланцами, в позднем карбоне – трапповый
комплекс базальтов и габброидов (внутриплитный магматизм нет больше
нигде на С-В).
В конце девона Приколымский блок оторвался от кратона и погрузился
по листрическим разломам. Появление туфогенного материала в карбоне
свидетельствует о его дрейфе к островной дуге. В Мz он с ней столкнулся,
испытав деформацию и поднятие. Верхнеюрские вулканиты лежат уже с
несогласием на более древних отложениях.
Блоки
Полоусный
и
Черского
похожи
на
Приколымский.
Рассошинский блок – не похож ни на один (отложения формировались в
процессе рифтогенеза).
Уяндинский, Мунилканский, Увязкинский – толщи базалитов с
офиолитами, что характерно для океанических островов.
Арга-Тасский,
Шумнинский
блоки
сложены
островодужными
комплексами.
Срединные массивы
Омолония включает два разобщенных массива Омолонский и
Охотский. Это террейны, они обрамлены полями развития верхоянского
комплекса Рz3 – Мz1. Их разрезы отличаются от разрезов Сибирской
платформы. Докембрийский фундамент местами перекрыт V-€, отсутствует
О2–S–D1, выделяется мощная серия субаэральных эффузивов D3 (кеданская
серия Омолонского массива). Выше залегает маломощная серия С, Р, Т. По
палеомагнитным данным Омолонский и Охотский массив отстояли от края
Сибирской платформы не менее, чем на 3000 км.
89
Омолонский массив – западная часть представлена Кеданским
поднятием, восточная часть – Тайгоносский массив. На полуострове
Тайгонос
выходит
ранний
докембрий
(гранитогнейсовые
купола,
зеленокаменные пояса – 3.4–3.1 млрд. лет). Чехол представлен Rf3 – К1. D2 –
D3 – кеданская серия вулканитов характерных для активных окраин андского
типа. J3 – K1 представлены континентальные угленосные отложения.
Деформация чехла произошла перед K1 перед заложением ОхотскоЧукотского вулканического пояса.. В фанерозое О.м. вел себя как
микроконтинент, в С-Р (по бореальной фауне) он был в полярной области.
Охотский массив. Фундамент глубокометаморфизованные толщи Р2t1-2.
Отделился от Омолонского массива в последевонское время, окончательно
по анализу разрезов в Р. Как и в Омолонском массиве перерыв О2–S–D1,
верхний девон с окраинно-континентальными вулканитами. Нет поблизости
континентов где был бы перерыв О2–S – D1 и вулканиты D3. ОмолонскоОхотский микроконтинент находился в стороне от Сибирской платформы и
точное его нахождение неизвестно. Единственное место, где ранний
докембрий перекрыт вулкано-плутоническим девоном – восток СевероАвстралийского щита.
Южно-Анюйская складчатая зона (шовная зона, рифт) отделяет
Колымскую структурную петлю от Чукотской складочной системе. На западе
зона трассируется магнитными аномалиями под кайнозойским чехлом
арктической прибрежной равнины и далее обнажается на острове Большой
Ляховский (Новосибирские острова). Выделяются три подзоны Центральная,
на юге Олойская, на с-в Нутесинская.
Центральная – в основании J3 – K1 комплекса залегают офиолиты с
гипербазитовым массивом. J3 сложена спилитами и диабазами, схожими с
толеитами СОХ, и перекрыты K1 флишем и граувакками. Деформация
произошла между готеривом и аптом.
Олойская подзона – J3–K1 вулканический комплекс (андезиты,
андезито-базальты с туфами и морскими осадками) островной дуги.
90
Нутёсинская подзона (на севере) – K1 базальты и андезито-базальты
известково-щелочного состава (островодужные вулканиты). Они несогласно
перекрыты Охотско-Чукотским вулканическим поясом.
Южно-Анюйская зона представляет собой возможно остатки J3
океанического бассейна, ложе которого в конце юры-начале мела закрыто
двумя островными дугами. Деформация произошла в апте в результате
столкновения Чукотки с Сибирской литосферной плитой.
Чукотская складчатая система. Чукотка вместе с Новосибирскими
островами, островами Врангеля, Де-Лонга является обломком континента
Арктиды (Гипербореи), подвергшемуся деформации и раздроблению в Мz3.
Смятые
мезозойские
отложения
выделяются
в
качестве
Чукотской
складчатой системы.
Докембрийское кристаллическое основание обнажено на С-В Чукотки
и на о. Б. Ляховский. На Чукотском массиве в поднятиях Уэлен и Синявском
метаморфические толщи представлены породами амфиболитовой фацией
(гранулиты не известны) – 1570–1680 млн. лет. На о. Б. Ляховский –
амфиболиты и кристаллические сланцы. На о. Врангеля – кристаллические
сланцы, амфиболиты, зеленые сланцы, перекрытые Rf–V конгломератами.
Палеозой известен на островах и поднятиях Чукотки. На Чукотке и
Новосибирских островах в основании разреза граптолитовых сланцев О 1,
выше до С2 известняки фаций шельфа. Среди известняков горизонты
граптолитовых сланцев. С1-2 содержат типичные фораминиферы низких
широт, тогда как верхоянский комплекс содержит бореальную фауну (С 3–Р –
перерыв).
На
острове
континентального
Котельный
склона
и
–
С3–Р
песчано-сланцевые
подножия.
На
о.
отложения
Врангеля
также
предкаменноугольные несогласия. В Р коломыевые (двустворки) известняки
(нигде больше не известны в Чукотской складчатой области).
Мезозойские
отложения
начинаются
мощными
терригенными
триасовыми вулканогенными толщами, залегающими на Рz с размывом и
91
перерывами. В Т1 – диабазы траппового типа и туфы основного состава, Т2 –
фаунистически не доказан, в Т3 – сформировалась мощная толща
флишоидных отложений, деформированных в предоксфорское время. На ней
лежат вулканические породы Нутесинской островной дуги. Все это вновь
подверглось главной складчатости в К1. Одновременно шло внедрение
гранитных батолитов, сходных с колымскими.
Чукотска и Новосибирские острова принадлежали вместе с Карским
массивом к континенту Арктида. Аналогичные разрезы известны на
Северной Аляске и на Канадском архипелаге. Арктида соединилась с
Аляской в конце девона.
Кони-Мургальский вулканический пояс выходит из-под ОхотскоЧукотского вулканического пояса к востоку от него на полуострове
Тайгонос, Пьячина, Кони. Возраст формирования от Р2 до К1. Мезозоиды
подверглись покровно-складчатым деформациям перед заложением ОхотскоЧукотского вулканического пояса. В составе всюду андезиты и андезитобазальты, дациты, риолиты, сопровождавшиеся большим количесвом туфов.
Выявлено несколько остатков вулканических дуг разного возраста Р2,
Т-J1, J2-J31, J3.
Охотско-Чукотский вулканический пояс. Протягивается на 3000 км
вдоль побережья Охотского моря и Сихотэ-Алиня. Маркирует активную
континентальную окраину. К моменту образования пояса была окончательно
сформирована вновь созданная окраина Азиатского континента.
В составе пояса формировавшиеся в континентальных условиях
андезиты и риолиты, местами андезито-базальты. Это типичная известковощелочная серия пород. Установлена латеральная смена щелочности с востока
на запад, вглубь континента. На востоке низко калиевые разновидности
сменяются умеренно калиевыми, а в тылу появляются шошониты и латиты.
С вулканитами пространственно сопряжены интрузивные массивы от
габбро до гранитов. В них общая щелочность и содержание К растет в глубь
континента. Гранитоиды известково-щелочного ряда на востоке сменяются
92
диорит-монцонитами на западе. Интрузии составляют с вулканитами единую
вулкано-плутоническую ассоциацию и возникли в результате выплавок в
коре над зоной субдукции.
Выделяется три комплекса вулканитов:
нижний комплекс – андезиты, андезито-базальты, угленосные отложения;
средний комплекс залегает с несогласиемна нижнем – андезиты, риолитовые
игнимбриты и туфы, гранитные интрузии;
верхний – субщелочные базальты.
По
содержанию
К
в
породах
одинаковой
кремнекислотности
определяется наклон ископаемой зоны Беньофа. Глубоководный желоб
должен был находиться на расстоянии около 500 км от окраины
вулканического пояса, т.е. на территории современной Корякии и Охотского
моря. Наклон зоны Беньофа составляет всего 20º.
Вулканические породы деформированы слабо, хорошо сохранились
первичные вулканотектонические структуры, особенно в форме кальдер.
В тылу пояса развита серия впадин, выполненных угленосной
молласой. Происхождение впадин.
Иногда породы вулканического пояса перекрыты палеогеновыми
базальтами – продуктами уже внутриплитного магматизма.
Проектное задание
По конспектам лекций и геологическим и тектоническим картам
провести
тектоническое
районирование
области,
для
облегчения
ориентирования на картах можно воспользоваться схемой (рис.108) на
странице 277 (при обязательной сверке с конспектом).
Тестовые задания
На геологической и тектонической картах выделить и показать две
зоны – Верхояно-Колымскую, сформировавшуюся на континентальной коре,
и Новосибирско-Чукотскую, сформировавшуюся на океанической коре.
93
Доказать этот тезис особенностями осадочных и магматических формаций,
особенностями и временем формирования структур.
В Верхояно-Колымской зоне выделить: Предверхоянский прогиб,
Верхоянский антиклинорий, поднятия Сетте-Дабан и Юдомское, ИндигироКолымскую синклинорную зону, Южно-Верхоянскую антиклинорную зону,
Инъяли-Дебинский
Колымскую
синклинорий,
структурную
Охотский
петлю
(блоки
и
Омолонский
Полоусный,
массивы,
Тас-Хаяхтах,
Омулевский, Приколымский и др.), Колымский гранитный батолитовый
пояс, островодужные пояса Уяндино-Ясаченский, Алазейско-Олойский,
впадины Зырянскую (на Момском рифте), Ольджойскую, Олойскую.
В Новосибирско-Чукотской зоне (к востоку от линии Новосибирские
острова-Олойская впадина) выделить Чукотский докембрийский массив;
вулканические пояса Анюйско-Святоносский и Святоносско-Олойский;
Южно-Анюйская и Чукотская складчатые зоны; Раучуанская впадина.
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам.
1.Верхоянская серия отложений.
2.Особенности развития Верхоянско-Новосибирского сегмента.
3.Особенности развития Анюйско-Чукотского сегмента.
4.Срединные массивы-террейны.
5.Колымская структурная петля.
6.Колымский пояс гранитных батолитов.ый
Сихотэ-Алиньская складчатая область
Мезозойская складчатая область Сихотэ-Алиня расположена к востоку
от Ханкайского массива и Хингано-Буреинского антиклинория, занимает
хребет Сихотэ-Алинь от Владивостока до устья Амура. Представляет собой
мезозойское складчатое сооружение аккреционной природы. В современной
94
структуре представлены две ветви Сихотэ-Алинь и о. Сахалин, разделенные
прогибом Татарского прогиба. Прогиб возник только в неогене.
Тектоника региона рассматривалась с традиционных позиций и с
позиций
тектоники
остановится
на
плит.
двух
Полученные новые
концепциях.
материалы позволяют
Н.Г.Мельников,
А.О.Мазарович,
К.М.Пущаровский и С.Р.Рождественский и другие выделили в структуре
Сихотэ-Алиня шарьяжи, офиолитовый меланж, хаотические олистостромовые комплексы. Л.М.Парфенов рассматривает этот складчатый пояс как
сооружение аккреционной природы.
Тектоническое районирование.
Домиоценовый структурный этаж.
Докембрийский Ханкайский массив. В ядрах гранитогнейсовых
куполов выходят метаморфические породы докембрия и нижнего палеозоя.
Местами сохранились отложения кембрия и ордовика. До среднего палеозоя
Ханкайский
массив развивался
совместно
с Хингано-Буреинским и
Аргунским массивами, начиная со среднего палеозоя его развитие связано с
мезозоидами. На восточный край массива наложен пермский вулканический
пояс (фауна ангарского типа). Чехол массива (прибрежно-морские отложения
нижнего триаса-верхней юры) слабо деформирован.
Центральная
зона
Сихотэ-Алиня
представдяет
собой
пачку
тектонических покровов и олистостром с офиолитовым меланжем верхнего
девона. На них осадочный чехол верхнего палеозоя. Выше лежат толщи
базальтов и туфов нижней и средней юры с двустворками бореальной
провинции
(островодужный
комплекс).
В
Центральной
зоне
верхнепалеозойские породы (от С до Т) относятся к чужеродным блокам
(террейнам).
По
составу
это
комплексы
глубоководных
желобов,
океанического чехла, рифов с теплолюбивой фауной и габброидов.
Зона главного синклинария Сихоте-Алиня выполнена нижнемеловым
флишем, деформированным перед сеноном. На востоке этой зоны
95
прослеживается на побережье Сергеевская зона (тектонические покровы,
серпентинитовый меланж, экзотические блоки габбро).
Центральная зона отделена от зоны главного синклинория ЦентральноСахалинским левосторонним сдвигом амплитудой 200км.
Между Хингано-Буреинским и Ханкайским массивами С севера на юг
выделяются Ниланская зона (девонские осадочные и вулканогенные толщи),
Амгунский прогиб (сланцевая толща юры), Хабаровская и Бикинская зоны
(складчатый палеозой). Все зоны имеют покровное строение, в их сложении
участвуют комплексы переполненные глыбами верхнего палеозойских и
мезозойских пород.
Все комплексы палеозойских пород Сихотэ-Алиня идентифицируются
с субдукционным меланжем, формировавшимся во фронтальной части
островной дуги (палео Сихотэ-Алинской), которая вместе с меланжем
столкнулась в начале мела с пассивной окраиной Амурии и оказалась
причлененной к континенту. В тектонических покровах сохранилась
флишеподобная матрица. Она представлена комплексами пород валанжина и
готерива. Состав меняется с запада от аркозового до вулканогенноосадочного на востоке (очевидно, это комплекы задугового бассейна). Эти
комплексы деформированы перед сеноном до возникновения вулканического
пояса.
Вулкано-плутонический пояс Сихотэ-Алиня. Сложен известковощелочной
серией
вулканитов
и
гранитных
интрузий.
Наблюдается
геохимическая полярность:с востока на запад к континенту породы
становятся все более щелочными, другими словами пояс маркирует
континентальную окраину андского типа. По методу Диккинсона и
Хазертона рассчитано положение зоны Беньофа: выходит она в 400 км от
побережья в районе современного Восточно-Сахалинского шва, падение
зоны на восток под углом 220. Формировался пояс с сенона до раннего эоцена
(от 80 до 50 млн. лет назад).
96
Складчатая область Сахалина.
Сахалин отделен от Сихотэ-Алиня Татарским и Западно-Сахалинским
прогибами.
Породы
Татарского прогиба недеформированы, Западно-
Сахалинский прогиб – деформирован в конце плиоцен–начале квартера.. Это
обломочные толщи – продукт размыва вулканической дуги. Они надвинуты
на восток на рыхлые отложения Тымь-Поронайской депрессии, которую на
севере наложен Северо-Сахалинский прогиб. Выполнен фациально сильно
изменчивой толщей от эффузивов до миоценовых угленосных отложений. В
структуре преобладают брахиморфные складки. Прогиб и примыкающий
шельф Охотского моря представляют собой Охинский нефтеносный район.
Западный Сахалин от Восточного отделяет Центрально-Сахалинская
шовная зона – узкий новейший грабен, закрытый плиоцен-четвертичными
отложениями.
В строении доплиоценового складчатого фундамента Восточного
Сахалина участвуют комплексы мезозойских метаморфических пород
(зеленосланцевой и глаукофановой фаций), деформированных в австрийскую
и ларамийскую фазы складчатости; набильской серии альба-сеномана
(глыбовый комплекс базальтов, известняков, кремнистых осадков в
сланцево-аргиллитовой матрице); вулканический верхнемеловой (по флоре)
представлен андезитами, щелочными базальтами, яшмами, радиоляритами.
Фундамент в тектоническом плане представлен серией покровов,
надвигавшихся на запад. Деформация произошла между мелом и палеогеном
(ларамийская фаза складчатости). В начале палеогена погружение с осью в
Татарском прогибе.
Плиоценовый структурный этаж. Палеоген отсутствует. Неоген
перекрывает с несогласием фундамент на западе и частично на востоке. В
Центрально-Сахалинской депрессии мощность терригенных отложений
составляет 5-9км. С ними связаны месторождения нефти (верхний миоцен) и
бурые угли.
97
Подвижки
в
конце
миоцена
создали
блоковую
структуру.
Моноклинальное залегание в каждом блоке, но разнонаправленное в
соседних, создает подобие антиклинальных и синклинальных складок.
Правосдвиговые продольные смещения амплитудой 5-25км.
Магматизм.
В
фундаменте
многочисленны
интрузии
от
гранитных
до
ультраосновных. Вулканогенные фации.
К югу от Сахалина расположено Японское море заполняющее
Япономорскую
впадину.
В
ней
выделяется
поднятие
Ямомото
с
континентальной корой, на остальной территории кора океанического типа.
Предположительно под этим участком коры находится мантийный диапир.
Охотоморская эпимезозойская плита.
Дно Охотского моря подстилает мезозойская Охотоморская плита.
Выделяются Северо-Охотский шельф, погруженный шельф центральной
части моря и глубоководная Южно-Охотсая впадина. Охотоморский массив
рассматривается как мезозойская платформа с выходами мезозойского
фундамента на Востоке Сахалина и Западной Камчатке. На западе плиты
шельф Сахалина имеет ширину 150-170км и с востока обрезан ВосточноСахалинской шовной зоной (сейсмичная область).
Северо-Охотский
шельф
выполнен
осадочной
толщей
(6-7км)
возрастом от верхнемелового до современного. На юге он ограничен
широтной зоной дислокаций Кашеварова (от севера Сахалина на восток до
Камчатки).
Погруженный шельф Охотского моря. Имеет глубины 900-1500м. во
многих местах акустическое основание выходит на поверхность, а чехол
имеет мощность 200м, лишь во впадинах до 500-1000м. По данным ГСЗ кора
здесь континентальная. Выделяются поднятия АН и Института океанологии,
крупная впадина Дерюгина (океаническая кора?). Возраст чехла не позднее
98
миоцена. 10 млн лет назад плита представляла собой сушу. Об этом
свидетельствуют в вулканогенной толще неогена на Курильских островах
конгломераты, континентальный материал которых был принесен с севера с
охотоморской суши (на юге как и сейчас располагался океан Пацифик с
океанической корой, которая не могла быть источником континентального
осадочного материала). Южно-Охотская впадина в момент переноса осадков
еще не существовала, поэтому её заложение произошло позже 10 млн лет.
Южно-Охотская
глубоководная
впадина
(глубиной
3200м)
представляет собой тыловодужный бассейн, раскрывшийся к началу миоцена
после появления конгломератов на Курилах. Мощность чехла 3000м,
подстилается типичной океанической корой. Повышенный тепловой поток
80-120 мвт/м2.
Проектное задание к складчатым областям Сихотэ-Алиня, Сахалина и
к Охотоморской плите.
По
конспектам
лекций
и
геологическим
картам
рассмотреть
тектоническое районирование региона. Следует иметь в виду, что регион
имеет акреционное строение, и сформировался в результате ларамийской
фазы складчатости в конце позднего мела. Рссмотреть положение ЧукотскоОхотско-Сихотэалиньского вулкано-плутонического пояса в структуре
региона. Время его возникновения, строение.
Тестовые задания
Показать на карте структуры, назвать признаки акреционного строения:
выделить древние массивы Хингано-Буреинский и Ханкайский; Ниланскую
складчатую зону; Амгунский прогиб; Хабаровскую и Бикинскую складчатую
зоны;
Центрально-Сихотэалиньскую
зону,
расчлененную
Центрально-
Сихотэалиньским левосторонним сдвигом; Сергеевскую зону. Показать на
картах структуры Сахалина, Охотоморской плиты. Показать на картах
выходы зоны Беньофа Чукотско-Охотско-Сихотэалиньского вулканического
пояса на поверхность.
99
Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам.
1.Признаки аккреционного строения Сихотэ-Алиня.
2.Структурные зоны Сихотэ-Алиня.
3.Сихотэ-Алиньский вулкано-плутонический пояс.
4.Геологическое строение западного Сахалина.
5.Геологическое строение восточного Сахалина.
6.Строение и возраст складчатого фундамента Сахалина.
7.Возраст и строение Охотоморской плиты.
8.Обоснование мезозойского возраста Охотоморсой плиты.
9.Полезные ископаемые Сахалина и Охотоморской плиты.
МОДУЛЬ 6. СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС
Целью модуля 6 является изучение складчатых областей альпийского
возраста. В пределах России располагается единственная альпийская
складчатая область – Кавказ.
Альпийско-Гималайский
складчатый
пояс
в
пределах
России
представлен его западной Средиземноморской частью. Геосинклинали пояса
имеют сложную историю развития. В разных областях байкальская,
салаирская,
каледонская,
герцинская,
киммерийская
складчатости
проявились с разной интенсивностью. Это обусловило особенности
альпийского этапа развития. Орогенный этап пояса начался в середине
неогена и продолжается в настоящее время.
Структурный рисунок пояса в целом обусловлен столкновением
Евразийской литосферной плиты с плитами Аравийской и Индийской. На
вершине Аравийского выступа находятся структуры сжатия Кавказа.
В позднем олигоцене и раннем миоцене горного рельефа на территории
Средизкмноморского пояса не существовало, здесь располагались системы
100
островных дуг и окраинных морей. Горы начали расти только в позднем
миоцене (не ранее 10млн лет назад). На Кавказе до середины позднего
миоцена
(сарматское
время)
существовал
шельфовый
бассейн,
объединявший Черное и Каспийское моря. Горные хребты Кавказа начали
расти в начале сармата (в меотисе и максимально в плиоцен-четвертичное
время).
В структурном плане альпийского пояса в России выделяются на
западе Черноморская впадина, мегантиклинорий Большого Кавказа и ЮжноКаспийская впадина.
Складчатая область Кавказа
Принятое геологическое районирование Кавказа на поднятие Большого
Кавказа и Малого Кавказа, разделяемые Рионской и Куриинской депрессиями,
совпадают с главными орогеническими единицами и отражает лишь
новейшую структуру, которая часто не совпадает с мезозойским структурным
планом.
Выделяются краевые прогибы Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский,
мегантиклинорий Большого Кавказа,
закавказские впадины Куриинская и Рионская,
мегантиклинорий Малого Кавказа.
Через
весь
Кавказ
прослеживается
транскавказское
поднятие:
Ставропольский свод, поднятие Центрального Кавказа, Дзирульский массив.
В пределах России располагаются краевые прогибы Кавказа и
складчатая область Большого Кавказа или мегантиклинорий Большого
Кавказа.
Краевые прогибы
Терско-Каспийский и Индоло-Кубанский краевые прогибы разделяются
Минераловодской
перемычкой
относительно
неглубокого
залегания
101
фундамента. Терско-Каспийский прогиб асимметричен: южный борт крутой и
имеет черты складчатой структуры, северный борт пологий, платформенный.
Основная зона проходит вдоль реки Терек. Складчатое крыло осложнено
Терский и Сунженской антиклинальными. зонами, имеющими разное строение
в структурных. этажах (в палеозое – горст, в мезозое – коробчатая складка, в
кайнозое – сложные структуры). Сунженская зона маркирует Тырныаузскую
шовную зону.
Индоло-Кубанский краевой прогиб. Распадается на Западно-Кубанский и
Восточно-Кубанский прогибы, между ними располагается Адыгейский выступ
фундамента.
Северное
структурами.
В
крыло
основной
краевого
части
прогиба осложнено
прогиба
погребена
пологими
Анастасиевско-
Краснодарская зона брахиантиклинальных структур.
В мезозое здесь существовала эпигерцинская платформа с бассейном с
непостоянными
глубинами,
осложненная
прогибами-палеорифтами
Собственно краевой прогиб начал формироваться в миоцене, до сармата это
море с тонкозернистыми осадками моласс, с сармата – суша, предгорная
страна Кавказа.
Большой Кавказ
Геоморфологическое районирование Большого Кавказа
Геоморфология
Большого
Кавказа
полностью
совпадает
с
его
тектоническим обликом. Это асимметричный альпийский мегантиклинорий,
опрокинутый на юг, с широким пологим северо-восточным и узким крутым
юго-западным склонами. Длина его
1500км и ширина до100км. Вдоль
Б.Кавказа выделяется несколько геоморфологических зон.
Водораздельная
зона
представлена
Главным
хребтом
–
узким,
альпинотипным; на северо-западе он имеет плавные очертания. Наиболее
высокая точка гора Ушба – 4695м.
К северу от него протягивается Передовой хребет (к востоку от
г.Эльбрус – хребет Боковой). На западе от р.Лабы до р.Белой Передовой
102
хребет распадается на ряд кулисообразно расположенных гряд. Наивысшие
отметки принадлежат потухшим вулканам Казбеку – 5047м и Эльбрусу –
5633м.
К северу от Передового хребта располагается на западе Северо-Юрская
депрессия – платообразные вершины с отметками 1200 - 1300м, на востоке в
междуречье рек Малки и Кубани – Бечасынское плато, высотой 2200 – 2500м.
Западнее р. Аргун по северному склону Б. Кавказа прослеживается
полоса куэстовых моноклинальных хребтов и межкуэстовых депрессий.
Южная, самая высокая и четко выраженная куэста Скалистого хребта с
высотами до 3610м, протягивается между слабо моноклинальным плато
Лагонаки т г.Фишт (2852м) и до р.Аргун на востоке. В верхнеюрских
известняках эскарпа хребта широко развиты карстовые формы (воронки,
колодцы, пещеры).
Севернее куэсты Скалистого хребта параллельно простирается ряд
других менее выразительных куэст, самой значительной из которых является
Пастбищный
хребет
(Меловой).
Более
или
менее
четкими,
нередко
разрозненными куэстовыми грядами представлены выходы известняков
берриаса, чокрака и других горизонтов.
Тектоническое районирование Большого Кавказа
Складчато-глыбовое
сооружение
Б.Кавказа
представляет
собой
асимметричный мегантиклинорий, созданный в конце миоцена. В структурном
плане Большого Кавказа выделяются продольные структурно-тектонические
зоны:
на северном крыле – Северо-Кавказская моноклиналь, к которой
принадлежат
Лабино-Малкинская
зона,
Бечасынская
зона.
Это
зона
моноклинального залегания отложений верхней юры, мела и кайнозоя;
южнее располагается зона Передового хребта, представленная выходами
на дневную поверхность пород интрузивных, метаморфических и осадочных,
слагающих герцинский (варисский) фундамент Центрального Кавказа. Как
самостоятельная структурная единица зона Передового хребта развивалась
103
только на герцинском (варисском) геотектоническом этапе. В этой зоне
отмечаются крупные покровы, надвиг которых произошел в альпийском
орогенезе;
шовная зона Пшекиш-Тырныаузская отделяет зону Передового хребта от
зоны Главного хребта, которая обнажается в сегменте Центрального Кавказа и
протягивается от г.Пшекиш (на правом берегу р.Белой) до Баксанского ущелья
(город Тырныауз). Восточнее р Аргун она погружается под палеогеннеогеновые отложения Терско-Каспийского краевого прогиба, где над ней
сформировалась Сунженская плакантиклиналь;
зона
Главного
хребта
–
представлена
интрузивными
и
метаморфическими породами среднего и верхнего палеозоя. От зоны южного
склона её отделяет надвиг Главного хребта;
зона Южного крыла полностью сложено отложениями юры. Зона имеет
сложное чешуйчато-надвиговое строение.
В поперечном направлении Большой Кавказ по геологическим и
геоморфологическим признакам расчленяется на несколько сегментов,
различающихся структурой и комплексом отложений. С северо-запада на юговосток различают:
*Тамань-Керченский сегмент (выходы неогена и палеогена), от меловых
выходов Северо-Западного Кавказа отделен анапской флексурой-ступенью);
*Северо-Западный Кавказ (выходы мела и юры) протягивается от
анапской ступени до вершин Фишт и Оштен;
*Центральный Кавказ (выходы на поверхность пород палеозоя
фундамента), от северо-западного отделен Пшехско-Адлерской системой
разломов);
*Восточный Кавказ (на карте сплошные выходы юры), от Центрального
Кавказа
отделен
Транскавказским
разломом
(примерно
по
р.Аргун).
Выделяются антиклинории Водораздельного и Бокового хребтов.
104
*Кобыстано-Апшеронскаий сегмент отличается конседиментационными
брахиморфными
структурами
в
неоген-палеогеновых
отложениях,
по
строению аналогичен Тамань-Керченскому сегменту.
Тамань-Керченское погружение – сегмент расположен на крайнем
северо-западном
периклинальном
Б.Кавказа. Для него
характерны
погружении
оси
мегантиклинория
конседиментационные брахиморфные
структуры, осложненные грязевыми вулканами.
Северо-Западный Кавказ
С севера структуры С-З Кавказа ограничены Западно-Кубанским
краевым прогибом.
В структуре С-З Кавказа выделяются крупные Гойтхский антиклинорий
и Новороссийский синклинорий. В ядре первого распространены отложения
средней и верхней юры, Новороссийский синклинорий выполнен мергелями
палеогена и мела. Южные крылья этих структур осложнены пологими
надвигами и покровами, хорошо прослеживающимися на геологических
картах.
С-З Кавказ от Тамань-Керченского сегмента отделен анапской ступенью,
представляющую собой поперечную флексуру с поднятой восточной ступенью
(выходы меловых пород). Для Тамань-Керченского сегмента характерны
конседиментационные брахиморфные структуры, осложненные грязевыми
вулканами. Нередки глиняные диапиры, в ядра которых выжаты пластичные
битуминозные глины майкопской свиты.
Центральный Кавказ
Центральный. Кавказ от Северо-западного отделен Пшехско-Адлерской
меридиональной системой разломов, состоящей из субпараллельных разломов
(с запада на восток) Цицинского, Курджипского и Белореченского.
Северный борт Центрального Кавказа представдяет собой северную
моноклиналь, протягивающуюся от массива Фишт-Оштен на западе до
Дагестана на востоке и погружающуюся на северо-восток под углами 5-100.
Большая часть моноклинали представлена Лабино-Малкинской зоной. С
105
севера зона ограничена Черкесским разломом (проходит севернее станицы
Абадзехской до г. Черкесска). Фундамент ее резко дислоцирован (сложен
породами карбона-перми, триаса и нижней и средней юры), чехол
моноклинальный – представлен комплексом осадочных отложений верхней
юры, мела и кайнозоя. На раннем этапе альпийского развития эта зона
являлась южной частью Скифской плиты, лишь на орогенном этапе втянутой в
сводовое моноклинальное поднятие. По Е.Е. Милановскому это срединный
массив, расположенный на периферии складчатой зоны.
С юга к Лабино-Малкинской зоне примыкает антиклинорий Главного
хребта. Сочленение проходит по Пшекиш-Тырныаузской шовной зоне.
Пшекиш-Тырныаузская
шовная
зона
в
рельефе
большей
части
Центрального Кавказа представлена Передовым хребтом. На востоке в
Баксанском ущелье (город Тырныауз) шовная зона представлена горстом
шириной 2км. Западнее в бассейне Белой, где Передовой хребет распадается
на ряд водораздельных гряд, она достигает ширины 10км
и ограничена
Северным и Гузирипльским глубинными разломами и представлена горстами
(выполненными породами среднего и верхнего карбона) и трогами ( породы
нижней и средней юры). Свое название она получила от г.Пшекиш (2242м) на
правом берегу р. Белой. К западу от р. Белой шовная зона погружается под
мезозойский чехол. На Северо-Западном Кавказе она выделяется в фундаменте
как Ахтырский вал. Пшекиш- Тырныаузская шовная зона – это зона
продольных глубинных разломов, блоки между которыми выполнены
интенсивно смятыми толщами силура-девона-нижнего карбона, среднего
карбона-перми и нижней и средней юры (осадочные и вулканогенные породы
силура и карбона перекрыты серо-красноцветной толщей верхнего карбонаперми). Эти толщи расчленены продольными разломами на пластины (блоки),
дифференцированные
движения
которых
подчеркнуты
конседиментационными структурами отложений нижней и средней юры . В
структуре зоны Передового хребта выделяют четыре покрова, шарьированные
106
в визейском веке с юга на север. Среди них выделяется крупный офиолитовый
покров.
Пшекиш - Тырныаузская шовная зона на герцинском этапе представляла
собой эвгеосинклинальную зону, в альпийском цикле шовная зона является
уже северным бортом альпийской геосинклинали.
Мегантиклинорий Главного хребта (Водораздельного) – это крупный
горст-антиклинорий, в ядре которого средне - и верхнепалеозойские
метаморфические
и
осадочные
породы
прорваны
многочисленными
интрузиями гранитоидов.
Мегантиклинорий от складчатой зоны южного склона отделен
глубинным разрывом – «надвигом Главного хребта». Представлению о
надвиге, в соответствии с которыми северная часть Б.Кавказа (в составе
Скифской плиты) перемещалась к югу по поверхности "надвига Главного
хребта" навстречу подвигавшемуся Закавказскому массиву, опровергается
рядом аргументов. По последним геофизическим данным (Шемпелев и др.,
2001,2005) "надвиг" до глубины 80км представлен разрывом с наклоном не
менее 650. После средней юры горизонтальные смещения по плоскости
надвига не происходили, т.к. плоскости "надвига" и сопряженных с ним
разломов залечены телами среднеюрских габброидов и гранитоидов. В зоне
"надвига" отсутствуют серпентиниты или какие-то экзотические типы пород
или разрезов, характерные для зоны субдукции.
"Надвиг" Главного хребта – в действительности крутой глубинный
магмоподводящий разрыв среднеюрского возраста, по которому произошли на
позднеальпийском этапе вбросовые смещения. Амплитуда горизонтальных
смещений по нему в кайнозое близка к нулю (Сомин, 2007).
Установлено покровное строение зоны Главного хребта. В доюрском
фундаменте этой зоны широко развиты северовергентные тектонические
покровы, сформированные в судетскую и раннекиммерийскую фазы. Так
макерская серия сиалических пород перекрывает отложения буульгенской и
лабинской серий (ордовик-верхний карбон). Было выявлено, в свою очередь,
107
аллохтонное
залегание
лабинской
сериии,
состоящей
из
нескольких
покровных пластин (О-С1).
Зона Южного склона. Эта сланцевая зона представлена песчаносланцевой толщей лейаса-аалена и флишем верхней юры и мела. Толща
дислоцирована в узкие, опрокинутые на юг складки. Общая структура
чешуйчатая. В сванетском поднятии в узких антиклинориях закартированы
выходы непрерывной палеозойско-триасовой дизской (десской) серии. Эта
зона на альпийском этапе развития Кавказа являлась осевой. На южном склоне
выделяется 5 покровов, которые представляют собой самостоятельные
структурно-фациальные зоны. Амплитуда надвигания до 70км. Надвигание
произошло на границе нижнего и верхнего мела (австрийская фаза
складчатости).
Меловые отложения зоны южного склона на юге надвинуты местами на
породы плиоцена. Это менее сложная Абхазско-Рачинская зона. Она
заложилась на месте краевой части альпийской геосинклинали. С юга она
ограничена Кахетино-Лечхумской шовной зоной, отделяющей альпийскую
геосинклиналь от срединных массивов Закавказья. Абхазско-Рачинская зона
надвинута на юг. Надвигообразование происходит и сейчас (современная зона
сейсмичности). Зона эпицентров землетрясений южного склона погружается
на глубину 100-150 км. Ориентировка напряжений указывает на поперечное
сжатие этого участка земной коры
Восточный Кавказ
Восточный Кавказ отделен от Центрального сегмента транскавказским
глубинным разломом. К востоку от р. Ардон палеозой осевого поднятия и
Лабино-Малкинская зона глубоко погружаются под мезозой Восточного
Кавказа. Антиклинорий Восточного Кавказа сложен аспидными сланцами
юры. Внутренняя структура его определена поднятиями Главного и Бокового
хребтов, которые представляют собой антиклинории. Северное крыло на
площади развития палеогена осложнено зоной надвигов, состоящей из пакета
покровов
Шатского,
которые
образовались
вследствии
вдвигания
108
дагестанского
клина
в
осадки
Терско-Кумского
краевого
прогиба.
Дагестанский клин осложняет северное крыло В.Кавказа. Здесь развиты
коробчатые меловые складки, в ядре которых вскрываются нормальные
юрские складки. Последние являются конседиментационными, несколько раз
были эродированы, вследствие чего этот участок земной коры здесь приобрел
определенную жесткость. В результате предмеловой деформации возникли
коробчатые меловые складки. Своеобразие рельефа дагестанского клина
обусловили бронирующие свойства плотных известняков нижнего мела.
Вскрытие этих ивестняков поперечными реками создало узкие ущелья,
рассекающие поперек коробчатые кулисообразно расположенные хребты с
плоскими водоразделами.
Апшероно-Кобыстанский сегмент. На меридиане р. Самур Большой
Кавказ сужается и ступенчато погружается в Каспийское море. В нем широко
развиты
куполовидные
диапировые
складки,
осложненные
грязевыми
вулканами. На южном склоне выделяется Шемахано-Кобыстанский блок. Блок
Куриинской плитой вытолкивается на восток, что привело и ведет к
формированию региональных сдвигов и обрамляющих складок в Каспийском
море. Вся эта зона отличается высокой сейсмичностью (шемаханские
землетрясения).
На северное крыло сегмента наложен Кусаро-Дивичинский краевой
прогиб, на южное Дибрарский флишевый прогиб.
Мегантиклинорий Большого Кавказа с юга ограничен КахетиноЛечхумским глубинным разломом (шовной зоной). Это зигзагообразная
система разломов, которая маркируется: на западе – Абхазско-Мегрельской
флексурой, в центре – Рача-Лечхумским синклинорием и Рача-Осетинской
грабен-синклиналью,
на
востоке
выделяются
надразломные
поднятия
Дзирульско-Кахетинское, Красно-Колодское и др. Это активная сейсмическая
зона (сочинские и шемахинские землетрясения).
109
Причины появления поперечного Транскавказского поднятия. В полосу
этого поднятия входят Дзирульский выступ фундамента Закавказской плиты,
поднятый Центральный Кавказ, Ставропольский свод Скифской плиты. На
Большой Кавказ и Закавказский срединный массив в течение альпийского
геотектонического цикла надвигается Аравийская плита. Давление с юга
привело к формированию Транскавказского поднятия, при этом Закавказский
массив поддвигается под Большой Кавказ.
Этапы
развития
Большого
Кавказа
запечатлены
в
комплексах
отложений: догерцинском, герцинском и альпийском.
Догерцинский комплекс известен на Центральном Кавказе в зоне
Главного хребта и Бечасынской зоне. Принято считать, что в последней
выведен на дневную поверхность фундамент Скифской плиты. Широко
развиты покровы и
шарьяжи, которые не дают выявить истинные
стратиграфические взаимоотношения пород.
Наиболее древние метаморфические образования относятся к верхнему
протерозою (среднему?-верхнему рифею и венду) или к среднему палеозою. В
Бечасынской зоне это амфиболиты и биотит-кварцевые, двуслюдяные сланцы
и порфироиды хасаутской серии и кварцитовые сланцы и альбитовые гнейсы
чегемской серии.
В зоне Главного хребта возраст комплекса дискуссионен; его относят 1)
к докембрию или 2) к среднему палеозою. К позднему протерозою, вероятно,
относится его нижняя часть – макерская серия пара- и ортогнейсов, слюдяных
сланцев и мигматитов. очевидно это остатки макерского микроконтинета В
конце байкальской эпохи складчатости орогенические движения были
слабыми, видимо, поэтому молассы отсутствуют. К среднему палеозою
(ордовику-раннему карбону) в зоне Главного хребта относят лабинскую серию
плагиогнейсов, амфиболитов, кварцево-слюдяных сланцев с гранитом и
графитом. Не ясно положение буульгенской серии кварц-биотитовых сланцев,
кварцитов, парагнейсов и амфиболитов. Её относят либо к Рrtz, либо
объединяют с лабинской серией.
110
Герцинский комплекс
В Бечасынской зоне на хасаутской серии лежат пестроцветы-песчаники
и алевролиты нижнего силура. Палеонтологически охарактеризованных
отложений верхнего кембрия-нижнего ордовика на Центральном Кавказе нет.
На пестроцветах залегает толща известняков с граптолитами верхнего
силура и нижнего и среднего девона. Начиная с конца среднего девона, в зоне
Передового хребта в виде аллохтонных пластин с офиолитами распространены
вулканические отложения (базальтовые лавы верхов среднего девона-нижнего
карбона, андезито-базальты), рифогенные известняки, песчаники. (В северном.
Приэльбрусье один из лучших на территории бывшего СССР разрезов силуранижнего и среднего девона, охарактеризованного фауной). В конце раннего
карбона
проявилась
судетская
фаза
герцинской
складчатости,
сопровождавшаяся образованием покровов. В строении покровов участвуют
серпентинизированные гипербазиты (возраст до силурийский ? или более
ранний).
Складчатости
предшествовало
(между
намюром
и
визеем)
становление сложного комплекса плагиогранитов.
Для
всей
зоны
Передового
хребта
характерны
офиолиты
и
островодужные комплексы.
В среднем и позднем карбоне регион вступил в орогенную стадию
развития. Здесь формируется сложная сероцветная моласса (в её разрезе
чередуются
кислые
вулканиты
и
угленосные
толщи
–
Малкинское
месторождение каменного угля). В ранней перми в связи с увеличением
аридности климата накапливается красноцветная моласса с кисллыми
эффузивами. В поздней перми и триасе появляются бурые известняки.
Складчатый фундамент рвут позднеорогенные гранодиориты (гранодиориты
р.Белой, г.Ятыргварта).
К северу от зоны Передового хребта накапливаются конгломераты,
песчаники и пестроцветные и серые известняки, переходящие на Скифской
плите в тонкоплитчатые известняки, деформированные лабинской фазой
111
складчатости
и
раннекиммерийскими
движениями
индосинийской
складчатости. (в центре Скифской плиты в Ейско-Березанском тафрогене
серые известняки триаса также затронуты индосинийской деформацией).
Альпийский комплекс.
Альпийский комплекс отложений сформировался на геосинклинальном
этапе развития Кавказа. Ось герцинского геосинклинального прогиба в
альпийском этапе переместилась на юг, между Пшекиш-Тырныаузской и
Кахетино-Лечхумской шовными зонами. К северу от Пшекиш-Тырныаузской.
шовной зоны на Скифской плите формируется маломощный платформенный
чехол.
Нижняя и средняя юра представлена толщей глинистых сланцев,
алевролитов, песчаников. На южном склоне это флишоидные толщи. Перед
келловеем произошло складкообразование (адыгейская фаза складчасти),
сопровождавшееся поднятием в центральной части Кавказа (так называемая
кордильера). На юге флиш собран в узкие складки, чешуи надвинуты на юг.
Севернее кордильер в оксфордское время поздней юры, в раннем мелу и
палеогене формируются мелководные карбонатно-теригенные. отложения.
(Рифовые
известняки
оксфорд-кимериджа
Фишта-Оштена;
титонские
красноцветы с гипсом и ангидритом; органогенные детритусовые известняки
бериаса, в готерив-барреме дельтовые отложения, глауконитовые пески в
апте). В разрезе мелководных отложений в позднем мелу сформировались
известняки и мергели. В палеоцене вновь глины, мергели. Литологофациальные исследования показали, что по всему Кавказу в мелководном
бассейне накопилось 2-4 км осадков.
Проявления вулканизма в этот период отмечались ранней юре (в
глинистых сланцах – базальты, к северу все более обогащенные калием,
севернее преобладали андезиты, дациты); в средней юре (аален,бат,байос)
появились толеитовые базальты.
112
В позднем эоцене с предолигоценовыми деформациями связаны
надвиговые движения.
С олигоцена начался орогенный этап. Происходит формирование
горного сооружения мегантиклинория Большого Кавказа и связанных с ним
краевых и межгорных впадин, заполнившихся молассой. При этом в
раннеорогенную
стадию
(олигоцен-средний
миоцен)
формировались
относительно тонкие осадки (глины майкопской серии), в позднеорогенную
стадию (поздний миоцен-антропоген) – грубые молассы, что отражает
увеличение скорости воздымания Кавказа. Резкое изменение характера
отложений в орогенную стадию заставило часть геологов-кавказоведов
утверждать, что орогенная стадия альпийского геотектонического этапа на
Кавказе началась в плиоцене.
Поздний орогенный этап сопровождался интенсивным вулканизмом.
Распространены риолиты, дациты, андезиты. В позднем плиоцене до
плейстоцена активны стратовулканы Казбек и Эльбрус (известково-щелочные
лавы)
В
конце
позднеорогенной
стадии
формируются
поверхности
выравнивания (поздний плиоцен).
Неотектонические и современные движения Северного Кавказа.
Поскольку
Кавказ
находится
в
орогенной
стадии
развития,
тектонические движения на этом участке земной коры проявляются постоянно.
Для всей складчатой области характерны медленные вертикальные движения.
На Северном Кавказе Северно-Кавказская моноклиналь поднимается со
скоростью +4,5-5,5 мм/год, Северо-Юрская депрессия прогибается -4,5 мм/год,
Новороссийский
синклинорий
относительно
стабилен
–
0+1
мм/год,
примыкающий к нему с севера Гойтхский антиклинорий напротив испытывает
восходящие движения со скоростью +4+6 мм/год, плато Лагонаки (ФиштОштенская зона) воздымается до +8+10 мм/год, поднятие Анапской ступени
113
Кроме отмеченных медленных тектонических движений на Кавказе
периодически происходят кратковременные катастрофы. К ним относятся
землетрясения. В прошлом веке произошли крупные землетрясения вдоль
южных шовных зон мегантиклинория: сочинское, несколько шемаханских.
Катастрофическое Спитакское землетрясение в Армении произошло по шву
столкновения
Нахичеванского
блока
с
Аджаро-Триалетской
вулкано-
плутонической дугой.
С плейстоцена до антропогена вдоль Скалистого хребта под влиянием
землетрясений формировалась мощная толща оползней-обвалов: блоки
верхнеюрских известняков оползают по глинистым сланцам нижней юры.
На неотектоническом этапе, на Северном Кавказе по Курджипскому
глубинному разлому произошел разрыв долины р.Курджипс с образованием
известнякового уступа высотой более 70м (ныне правый борт долины
верховьев реки).
Оледенение Северо-Западного Кавказа
Ледники Северо-Западного Кавказа относятся к оледенению сетчатого
типа. Сохранились небольшие короткие ледники массива Фишт-Оштен. Что
касается позднеплейстоценового времени, то ледники Фишта и Оштена
спускались до куэст Северо-Кавказской моноклинали и иногда проникали на
север через хребет. У подножья южного эскарпа Скалистого хребта скопилась
мощная толща перигляциальных карбонатных отложений, скрытыми под
оползнями-обвалами
верхнеюрских
изестняковых
куэст.
Наличие
их
установлено инженерно-геологическими исследованиями в середине прошлого
века.
Обзор геологического строения Закавказья и Малого Кавказа
Закавказский срединный массив
Выходы ЗСМ на дневную поверхность известны в выступах
Дзирульском, Храмском, Локском. Контуры массива установить трудно, т.к.
они скрыты отложениями Куриинского и Рионского прогибов. В олигоцене114
неогене эта зона дифференцировано прогибалась и создала современную
межгорную зону – Закавказский прогиб со срединным массивом в
фундаменте.
В Рионском прогибе складчатость имеет линейный гребневидный вид,
расходящуюся на западе. Куриинский прогиб выполнен мощной толщей
кайнозойских отложений, которая в узкой части (Карталийской депрессии)
собрана в узкие складки, ограниченные вдоль бортов глубинными
разломами.
В
средней
брахиантиклинальные
части
(Кахетино-Аджинаурской)
кулисообразные
складки.
На
это
юго-востоке
располагаются удлиненные или куполовидные брахиантиклинали. Бурением
доказан срыв осадочного чехла по глинам майкопской серии вследствии
поддвигания Закавказской плиты под Большой Кавказ.
Фундамент
имеет
сложное
строение.
Докембрийские
породы
метаморфизованы в амфиболитовой фации, распространены мраморы,
серпентиниты.
Они
перекрыты
каменноугольными
обломочными
и
угленосными образованиями, все прорвано верхнепалеозойскими гранитами
и перекрыто кислыми вулканитами. Чехол сложен нижнее-среднеюрскими
вулканитами и сланцами, деформированными в конце средней юры. По
северу
Рионской
впадины
верхнеюские-палеогеновые
отложения
деформированы в миоцене-плиоцене.
Южная граница массива проходит по Севано-Акеринской офиолитовой
зоне,
возникшей
в
середине
мела,
когда произошло
столкновение
Закавказского массива с Нахичеванским блоком. Начиная с верхнего мела
Закавказский массив и Нахичеванский блок составляли единое целое.
Малый Кавказ
На Малом Кавказе выделяют Аджаро-Триалетскую и СомхетоКарабахскую (Сомхето-Агдамскую) зоны и Нахичеванский блок. СамхетоКарабахская зона представляет собой Малокавказскую вулканическую дугу,
расположенную на цоколе Закавказского массива. Формирование её
115
охватывало интервал от юры до позднего мела (до столкновения
Закавказского массива с Нахичеванским блоком). Сложена зона базальтандезит-дацитовыми
отложениями.
После
сериями
лав
коллизии
в
ассоциации
Нахичеванского
с
глубоководными
блока
с
Сомхето-
Карабахской вулканической дугой возникла новая вулканическая дугаАджаро-Триалетская. Она заняла всю область Малого Кавказа, включая
Закавказский срединный массив и Нахичеванскую зону (включая массив
Талыш). Наблюдается четкая щелочная полярность (увеличение содержания
K и Na в излившихся породах на север). Зона Беньофа имела угол падения
60° и выходила на поверхность у озера Ван. Возраст отложений
(вулканогенных, флишевых) от кампана до олигоцена.
В олигоцене вулканический пояс был деформирован с одновременным
внедрением гранитов. На западе северная периферия имеет покровное
строение. Начиная с плиоцена, т.е. в новейшее время, начинается новый этап
вулканической активности, когда Армянское нагорье было залито базальтами
и андезитами известково-щелочной серии (Гегамский, Варденисский и
Карабахский вулканические щиты, и вдоль Транскавказского разлома щиты
Арагацкий и Ахалкалакский).
Нахичеванский блок имеет палеозойское ядро. Это исключительно
осадочные породы с преобладанием известняков девона-нижнего карбона, на
них лежат типичные для Тетиса фораминиферовые известняки перми и
нижнего триаса.
Севано-Акеринская офиолетовая зона состоит из не менее чем трех
покровов. Армянские геологи рассматривают их как самостоятельные,
московские – как одну покровную единицу, разорванную на ряд пластин и
передвинутую в коньякском веке на разные расстояния от корневой зоны.
Глубоководные котловины Черного и Каспийского морей.
В обеих котловинах гранито-гнейсовый слой отсутствует. Общая
мощность земной коры в Черноморской котловине составляет 20 км, из них
116
14-15 км осадочная толща и 5-6 км океанический слой. В Южно-Каспийской
котловине общая мощность коры не установлена, осадочного слоя – 20 км.
Существует три точки зрения на происхождение котловин:
- они очень молоды, возникли в плиоцен-четвертичное время в
результате базификации континентального основания;
- они являются остатками древнего океана Тетиса (триас-юра);
- они возникли в мелу или эоценовое время в результате задугового
спрединга.
Все три гипотезы могут быть справедливыми. Существуют факты
подтверждающие каждую из них и в тоже время имеется достаточное
количество доводов опровергающих эти предположения.
Черноморская
котловина.
Результаты
многоканального
сейсмопрофилирования МОВ ОГТ и глубокого бурения на шельфе и берегу
дали новый материал в пользу третьей точки зрения. Океаническая
котловина огибается Аджаро-Триалетской и Большим Кавказом, а структуры
Крыма, Добруджи, Мизийской плиты резко обрываются, подходя к
континентальному склону. Основание Каркинитского прогиба разбито
серией листрических разломов, блоки поляризованы на север. Ильичевская
скважина 2 (у г.Одессы) показала наличие толщи мощностью до 500м
известково-щелочных лав и туфов альб-сеноман-туронского возраста. Все
эти факты являются признаками растяжения коры.
В Черном море выделяются западная и восточная котловины глубиной
соответственно
16км
и
13км.
Котловины
разделены
Центрально-
Черноморским поднятием. В рельефе дна моря впадины не выражены.
Между восточной котловиной и берегом расположен вал Шатского или
Гудаутские поднятия, маркированные положительной магнитной аномалией,
отвечающей вулканогенным толщам средней юры Дзирульского массива и
Крыма. Вдоль Крыма и Кавказа прослеживается полоса шириной около 40км
сильно деформированных хаотически расположенных блоков. Ушаков
117
рассматривает её как аккреционную призму, связанную с субдукцией дна под
структуры Крыма и Кавказа. Это зона современной сейсмичности.
Южно-Каспийская котловина. В восточной части Куриинской впадины
пробурена глубокая Саатлинская скважина. 3,5км пробурено по терригенным
породам кайнозоя-мела, 5км по юрским вулканитам. Эти данные не
противоречат, но и не подтверждают наличие под Куриинской впадиной
океанической коры.
Результаты бурения нефтяных скважин показали наличие толщи
мелководных осадков от верхней юры до плиоцена (в середине плиоцена
появились красноцветы). Однако, данных о выклинивании этих осадков в
сторону моря нет. Поэтому принято, что кора здесь сформировалась в
поздней юре в результате задугового спрединга, т.е. раньше чем в
черноморской котловине. В осадочном чехле котловины фиксируются
молодые складки северо-северозападного простирания. С ними связан
современный пояс сейсмичности. Решение фокальных механизмов указывает
на сжатие перпендикулярное к простиранию складок.
Магматизм Кавказа
В среднем-позднем карбоне и в перми внедрялись орогенные
микроклиновые граниты и комагматичные им кислые вулканиты в зонах
Бечасынской, Главного хребта, Дзирульского массива, в северной части
Малого Кавказа.
Альпийский
магматизм
проявился
в
основном
в
ранне
геосинклинальной стадии. Извержения кислых вулканитов происходило в
ранней и средней юре. В Закавказье изливались андезито-базальты и
внедрялись интрузии диорит-гранодиоритового состава. На Малом Кавказе
распространены вулканические породы андезитовый (местами щелочной и
субщелочной), гранитоидный и щелочной магм.
Альпийский орогенный магматизм Большого Кавказа представлен
миоценовыми и плиоценовыми гранитоидами и субщелочными массивами.
118
Извержения происходили в Эльбрусской и Казбекской зонах. На Малом
Кавказе в плиоцене и антропогене разнообразные мощные эффузивы.
Основные этапы развития Кавказа
В конце рифея Кавказ испытал байкальскую складчатость и вошел в
состав байкалид. Макерский микроконтинент. Каледонские движения на
Кавказе не проявились.
С силура геосинклиналь занимала Предкавказье и Большой Кавказ до
Кахетино-Лечхумского шва. На месте северного склона размещалась
эвгеосинклиналь, на южном склоне – миогеосинклиналь. Ось геосинклинали
проходила вдоль нынешней Пшекиш-Тырныаузской шовной зоны. В конце
палеозоя в результате герцинского орогенеза (пфальцская фаза складчатости
на границе поздней перми и триаса) на севере была создана Скифская плита,
простирающаяся до Пшекиш-Тырныаузской шовной зоны. В середине триаса
произошло
заложение
альпийской
геосинклинали,
ось
геосинклинали
переместилась на южный склон нынешнего мегантиклинория.
На мезозойском этапе (ранняя и средняя юра) в результате растяжения
возник обширный морской бассейн (с осью по южному склону Большого
Кавказа), заполнявшийся осадками с севера со Скифской плиты и с ВосточноЕвропейской платформы и с юга с юрской Малокавказской (СамхетоКарабахской) вулкано-плутонической дуги. В середине мела Малокавказская
дуга
спаялась с Нахичеванским блоком, образовался Малокавказский
(Армянский) массив, на северной окраине которого возникла новая
палеогеновая
Аджаро-Триалетская
вулкано-плутоническая
дуга,
протянувшаяся на восток до Талыша. Эта дуга частично перекрывает
вулканогенными осадками расположенный к северу Закавказский срединный
массив.
Дальнейшие деформации и в настоящее время связаны с процессом
поддвигания
под
мегантиклинорий
Большого
Кавказа
Закавказского
срединного массива, вызванного продвижением на север Армянского массива
119
в результате давления с юга Аравийского выступа Африканской литосферной
плиты
Проектное задание
Тектоническое районирование изучается по геологической карте Кавказа
масштаба 1:1 000 000 и по конспектам лекций.
Дать
характеристику
мегантиклинория
Большого
Кавказа
и
Предкавказских краевых прогибов. Обратить внимание на роль в структуре
Кавказа шовных зон и поперечных глубинных разломов; на роль СевероКавказского краевого массива (Лабино-Малкинской зоны); на положение
осевых зон герцинской и альпийской геосинклиналей; обсудить вопрос о
начале орогенного этапа на Большом Кавказе.
Тестовые задания
На геологической карте Кавказа выделить сегменты Большого Кавказа:
Тамань-Керченский, Северо-Западный Кавказ, Центральный Кавказ, ЮгоВосточный Кавказ и Апшероно-Кобыстанский. Рассмотреть геологическое
строение каждого сегмента (выделить структурные этажи, показать основные
структуры, особенности развития).
Контрольные вопросы для самостоятельной работы с тестами.
Альпийский складчатый пояс.
Общая геологическая характеристика Кавказа.
Тектоническое районирование Кавказа.
Краевые прогибы Большого Кавказа.
Тамань-Керченский и Апшеронский сегменты Большого Кавказа.
Геологическое строение Юго-Восточного Кавказа.
Геологическое строение южного склона Большого Кавказа.
Геологическое строение Центрального Кавказа.
Тектоническое районирование Большого Кавказа.
120
Догерцинский комплекс отложений Большого Кавказа.
Герцинский комплекс отложений Большого Кавказа.
Альпийский комплекс отложений Большого Кавказа.
Геологическое строение Северо-Западного Кавказа.
Лабино-Малкинская зона Центрального Кавказа.
Пшекиш-Тырныаузская зона Большого Кавказа.
МОДУЛЬ 7. КАЙНОЗОЙСКИЙ СКЛАДЧАТЫЙ ПОЯС
В предлагаемом модуле рассматривается геологическое строение
тихоокеанской окраины России – Карякии, Камчатки и Курильской гряды.
Эта территория находится в орогенной стадии развития. Отличие этого
региона от альпийского складчатого пояса, который также находится в
стадии орогенеза, заключается в истории развития пояса. Альпийская
геосинклиналь заложилась и развивалась как коллизионный пояс и прошла
байкальский, каледонский, герцинский и киммерийский геотектонические
этапы и
сейчас находится
на альпийском этапе
своего развития.
Кайнозойский складчатий пояс Карякии, Камчатки и Курильской гряды
возник только в конце мезозоя и в кайнозое в результате субдукции
литосферных плит тихоокеанской и Арктиды.
Складчатая область Карякии и Камчатки. Курильская
вулканическая дуга
Складчатая область Корякского нагорья и Камчатки принадлежит к
Северо-Американской плите, от которой отколота небольшая Охотоморская
плита. Корякское нагорье позднемезозойское образование, а Камчатка
относится к области кайнозойской складчатости Тихоокеанского пояса. Оба
региона обладают корой переходного типа с достаточно развитым гранитнометаморфическим слоем. Карякия и Камчатка имеют сложное покровноскладчатое
строение,
характеризующееся
развитием
чешуйчатых,
121
надвиговых, складчатых структур и крупных аллохтонов – шарьяжей, в
строении которых значительную роль играют офиолитовые комплексы и
отсутствуют гранитоиды.
Корякская складчатая область.
Корякская складчатая зона от Охотско-Чукотского вулканического
пояса отделена узкой позднемезозойской Кони-Тайгоносской складчатой
системой.
В Корякской (Анадырско-Корякской) складчатой системе с запада на
восток
выделяют
Таловско-Майнскую,
Алганско-Майницкую,
Алькатваамскую и Эконайскую (Хатырскую) зоны, разделенные неогенчетвертичными впадинами Пенжинской, Марковской, Анадырской и др.
Впадины
выполнены
терригенными
и
континентальными
вулканогенными
и
отложениями
прибрежно-морскими
палеоген-неогенового
возраста. От Корякской складчатой системы Пенжинско-Анадырской зоной
отделена область Кони-Тайгоносская.
Таловско-Майнская зона имеет покровно-чешуйчатое строение. Чешуи
сложены габбро-гипербазитовым комплексом, серпентинитовым меланжем,
глаукофановыми сланцами, метаморфическими, кремнисто-вулканическими,
терригенными, карбонатными отложениями девона–карбона и туфогенно–
терригенными отложениями средней-верхней юры и молассой нижнего мела.
Зона надвинута на верхнемеловые отложения Алганско-Майницкой зоны. В
нижней
части
Алганско-Майницкой
аллохтонной
пластины
залегает
серпентинитовый меланж с блоками гипербазитов, габбро, амфиболитов и
различных пород нижнего палеозоя-триаса и верхней юры. На меланже
трансгрессивно
залегают
титон-неокомские
складчатые
чешуйчатые
комплексы. Эта зона надвинута на Алькатваамскую, выклинивающуюся к
западу.
В
основании
Алькатваамской
пластины
также
лежит
серпентинитовый меланж, выше чешуи терригенных отложений верхней
юры, мела. Эти чешуи перекрыты неоавтохтонным комплексам эоценового
возраста.
122
Алькатваамская зона надвинута на юго–восток на Эконайскую
(Хатырскую). Обе эти зоны расположены на северо-востоке и востоке, к югозападу они выклиниваются. В основании Эконайской зоны лежит базальтяшмово-терригенный комплекс верхней юры-мела. Это сжатые складки,
осложненные чешуйчатыми надвигами. На этот комплекс надвинут
Эконайский аллохтонный комплекс, который, в свою очередь, перекрыт
маастрихтским
комплексом
пород
(in
sity),
что
свидетельствует
о
предмаастрихтских складчато-покровных деформациях. На нее в свою
очередь надвинута олюторская зона, относящаяся к структурам Камчатки.
Современная структура Корякии была сформирована на рубеже
палеоцена и эоцена. В неоген-четвертичное время произошло общее
поднятие и заложение впадин.
Выводы:
1.
Корякская
складчатая
система
возникла
в
результате
аккреции
вулканических дуг и крупных блоков (террейнов) океанической коры в
результате субдукции тихоокеанской литосферной плиты.
2. Корякская система с конца мела находилась на раннеорогенной стадии, со
среднего миоцена – на позднеорогенной, сопровождавшейся извержением
неогеновых
андезитобазальтов.
Характерно
слабое
развитие
плагиогранитных интрузий, отсутствие калиевых гранитных интрузий, что
указывает на незавершенность формирования континентальной коры.
Камчатско-Олюторская кайнозойская складчатая область.
В
области
выделяются
Олюторская
зона,
Западно-Камчатская,
Восточно-Камчатская и Центрально-Камчатская зоны. Эти зоны продольные
к простиранию полуострова, на них накладываются поперечные сегменты:
Олюторский (приподнятый), Северо-Камчатский (относительно опущен на
востоке), Средне-Камчатский (относительно опущен в центральной зоне),
приподнят Южно-Камчатский сегмент. Разделены сегменты глубокими
разломами северо-западного простирания.
123
Олюторская зона надвинута на запад по Вывенскому надвигу. Зона
имеет складчатую структуру, сложена кремнито-базальтовыми толщами
верхнего мела с аллохтонными чешуями граббо-ультрабазитового комплекса.
Структуры Олюторской зоны уходят на дно залива Корфа и Берингова моря.
На Камчатке различают тектонический план доплиоценовый и
недеформированный плиоцен–четвертичный осадочно-вулканогенный. К
доплиоценовым структурам относятся
Западно-Камчатская, Восточно-
Камчатская антиклинальные зоны и Центрально-Камчатская синклинальная
зона.
Доплиоценовый структурный этаж.
Вдоль
западного
побережья
Южной
Камчатки
расположена
кайнозойская Западно-Камчатская впадина, наложенная на западную часть
Малкинского поднятия. Впадина, полагают, входит в состав Охотоморской
плиты, которая, как известно, является крупным осадочным бассейном с
большими запасами углеводородов. На западе Охотоморской плиты (на
о.Сахалин и на западном шельфе Охотского моря) добываются нефть и газ.
На востоке плиты в Западно-Камчатской впадине разведаны месторождения
газа и начата их эксплуотация.
Западно-Камчатская
зона
в
северном
сегменте
представлена
Лесновским антиклинорием, в среднем – его кулисообразно подставляет
Тигильский
антиклинорий,
южным
окончанием
которого
является
Малкинский массив (горст) сложеный докембрийскими метаморфическими
породами, перекрытыми отложениями палеозоя. Сложена зона автохтонным
верхнемеловым терригенным комплексом, в свою очередь, перекрытым
покровом
кремнито–вулканическим
также
верхнемеловым,
а
затем
палеогеновым покровом. Все они деформированы в складки и прорваны
гранитоидами.
Центрально-Камчатская
синклинальная
зона
(продолжение
Олюторской зоны). Вдоль её оси проходит Центрально-Камчатский
глубинный разлом. Зона выполнена миоценовыми отложениями, в ядрах
124
поднятий
–
палеогеновые
образования,
которые
разбиты
плиоцен–
четвертичными грабенами и перекрыты вулканическими покровами.
Восточно-Камчатская антиклинальная зона. Сложена верхнемеловыми,
палеогеновыми
и
нижне–среднемиоценовыми
отложениями
сложной
складчато–чешуйчатой структуры. В некоторых чешуях на севере зоны
выходят гипербазиты и габброиды фундамента (поздний докембрий?).
Надвиговая структура обусловлена двумя фазами сжатия – в раннем
палеогене и в миоцене. На юге зоны обнажен архейский метаморфический
комплекс. На зону наложены новейшие вулкано-тектонические впадины с
современными вулканами.
Узкий прогиб отделяет Восточно-Камчатскую антиклинальную зону от
антиклинория Восточных полуостровов (здесь меланократовый фундамент
перекрыт верхнемеловыми и палеогеновыми отложениями).
Неоген-четвертичный этаж.
Миоцен–четвертичная
реззультате
структура
горизонтального
односторонние
горсты
и
Камчатки
растяжения
(сбросы,
впадины-грабены),
сформирована
сдвиги,
в
горсты,
сопровождавшегося
базальтовым и андезито-базальтовым вулканизмом. Некоторые зоны (южная
и средняя часть Срединного хребта, Восточные полуострова) испытали,
напротив, глыбовые и сводово-глыбовые поднятия.
Плиоцен-четвертичные озерные и мелководно-морские отложения
наблюдаются в Западно-Камчатской впадине и Центрально-Камчатской
грабенообразной
диатомовые
впадине.
осадки
На
севере
Берингового
моря.
это
песчано–алевролитовые
Везде
и
плиоцен–четвертичные
отложения содержат примесь и прослои пеплового материала, а в
вулканических зонах местами замещаются эффузивным и пирокластическим
материалом. Эти зоны представляют собой вулкано-тектонические впадины,
заполненные продуктами наземных извержений (зона Срединного хребта,
зона Центральной депрессии (сопка Ключевская), Восточная и Южная).
Вулкано-тектонические впадины образовались на месте магматических
125
камер, где произошло проседание поверхности земли в результате излияния
магмы.
В плиоцене началось извержение субщелочных базальтов, лав,
подчиненных им дацитовых игнимбритов (до 0,5-1км мощностью). В
позднем плиоцене местами наблюдаются андезито-базальты. В начале
плейстоцена происходят мощные базальтовые излияния. образовались
крупные щитовые вулканы центрального типа и лавовые плато с ареальным
извержением. Мощность изверженных пород составляет 0,4-0,7км. В среднем
и позднем плейстоцене и голоцене вулканическая деятельность сохранилась
в Восточной и Южной зонах, усилилась в Центральной части и прекратилась
в зоне Срединного хребта. Всего на Камчатке насчитывается 250 полигенных
вулканов, из них 28 активы, и более 2 тысячь моногенных конусов. Лавы
базальтов и андезито-базальтов изливались, как правило, из очагов
расположенных в верхних частях мантии на глубине 30-40км в фазы
растяжения
(сопки
Ключевская,
Толбачик,
Кроноцкая
и
др.).
Из
промежуточных и внутрикоровых очагов, в которых уже происходила
дифференциация магматических расплавов, извергались лавы базальтандезит-дацитового и андезит–дацит-липаритового состава.
Итак, на Камчатке первые деформации проявились в конце меланачале палеоцена и в среднем эоцене, современная складчато-надвиговая
структура создана в плиоцене. В плиоцен–антропогене она испытала
дифференцированные
глыбовые
движения
в
условиях
преобладания
растяжения.
Курильская вулканическая островная дуга.
К полуострову Камчатка с юга примыкает Курильская островная дуга,
которая с юга ограничивает Охотоморскую плиту и отделяет Охотское море
от Тихого океана. С северо-запада к Курильской островной дуге примыкает
Южно-Охотская или Курильская котловина (глубиной 3-3,3 км и шириной
126
300 км.). С юга и юго-востока Курильская гряда ограничена глубоководным
желобом на дне Тихого океана.
Земная кора под Южно-Охотской впадиной утонена до 27км! Кора
континентальная,
скорее
переходного
типа.
Гранито-гнейсовый
слой
составляет всего 2-3км, нижний гранулито-базитовый имеет мощность до
20км. Этот тип коры распространен под всей Курильской грядой и
поднятием Витязь. К оси желоба мощность её уменьшается до 15км, а на
юго-восточном склоне желоба это типичная океаническая кора мощностью 810км.
Геофизиками
астеносферная
в
линза.
регионе
Под
установлена
Курильской
грядой
мощная
(100-150км)
расположен
горячий
мантийный диапир.
Южно-Охотская впадина выполнена четвертичными (мощностью 0,5–
0,8км) и неогеновыми отложениями (мощностью 3-3,5км), залегающими на
аккустическом фундаменте. Впадина посленеогеновая, т.к. снос терригенного
материала до неогена происходил с Охотоморской плиты (донеогеновые
конгломераты в разрезе Курильской вулканической дуги).
В Курильской островной дуге различают Большую Курильскую гряду
(протягивается на 1800 км – Кунашир, Итуруп, Уруп на юге, Парамушир на
севере) и короткую Малую Курильскую гряду (острова Шикотан, Хабомаи и
др.), подводным ее продолжением служит подводный хребет Витязя.
Разделены гряды узкой депрессией. Внешняя дуга, обращенная к Тихому
океану, не вулканическая. Внутренняя большая дуга – вулканическая,
активная.
Внешняя дуга расположена на гнейсах, кристаллических сланцах и
серпентинитах фундамента. Возраст фундамента – палеозой-мезозой (?).
Фундамент внутренней дуги установлен по ксенолитам гранулитов,
габброидов, роговиков. На них залегают верхнемеловые подушечные
базальтовые
лавы,
туфы,
силы,
трахибазальты,
перекрытые
полого
складчатым чехлом континентальных неогеновых отложений: туфогенными
породами, флишем, конгломератами, всртечаются олистостромы. Наличие
127
конгломератов в неогене свидетельствует о выносе обломочного материала с
севера, т.е. с суши Охотоморской плиты. Отсюда следует, что Курильская
впадина заложилась в конце неогена.
На
моцен-плиоцене
вулканогенный
комплекс,
лежит
недеформированный
представленный
четвертичный
базальтовыми
лавами,
формирующими вулканические плато. На Курилах около 100 потухших
вулканов и 30 действующих. Вулканы полигенные, изливались базальты,
андезито-базальты. Очаги базальтовой магмы располагаются на глубине
60км; очаги андезитовой магмы – мантийные.
В 170км к югу от Курильской гряды вдоль неё располагается
глубоководный желоб. Ширина желоба 100км, глубина 8-10,5км, со стороны
Тихого океана он ограничен валом Зенкевича. Курило-Камчатский желоб
асимметричен. Западный склон его осложнен сбросовыми ступенями. Он
более крутой (до 250), чем восточный (5-10º). Западный склон сложен
туфогенно-терригенно-кремнистыми
отложениями.
Внизу
они
деформированы в результате подводного оползания. Дно жолоба шириной 520 км, на нем маломощные недислоцированные океанические осадки,
которые перекрываются толеитовыми базальтами 2-го океанического слоя.
Драгированием на внешнем склоне и по валу Зенкевича вместе с
ультро-основными породами и габбро были подняты слюдяные сланцы,
кварциты и т.д. Возможно они представляют собой моренный материал.
В жолобе выходит на поверхность виртуальная сейсмофокальная зона
Беньофа. Зафиксированные фокусы землетрясений концентрируются на
глубинах 50, 100-150, 300-400, 500-600 километров, т.е. большая часть очагов
находится в мантии. Ширина зоны 50-100км, падает в сторону Азии под
углом 45º, чем глубже, тем круче погружается зона (до 800) Решение
сейсмофокальных очагов свидетельствует о субгоризонтальном сжатии.
Тестовое задание: Рассмотреть структурные особенности различных
областей региона: акреционный, вулканическая дуга. Выделить структуры
128
региона по возрасту формирования: верхнемеловые, раннепалеогеновые,
доплиоценовые и плиоценовые.
Контрольные вопросы к тестовым заданиям.
Тектоническое
строение
Карякии,
Камчатки,
Курильской
вулканической дуги.
Доплиоценовый и постплиоценоый структурные планы Камчатки.
МОДУЛЬ 8. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
1. Основные этапы геологического развития территории России и
сопредельных
областей
–
догеосинклинальный
(катархей-архей),
протегеосинклинально-протоплатформенный
(ранний
геосинклинально-платформенный
протерозой-палеозой)
(поздний
протерозой),
и
геосинклиналь-континент-океанский этап (мезокайнозой).
2. Мегаэтапы и тенденции развития древних платформ.
3.
Межконтинентальные
(Урало-Монгольский,
Средиземноморский)
и
окраинно-континентальный (Тихоокеанский) подвижные пояса. Главные
мегаэтапы и особенности их развития. Проблема роли горизонтальных
движений. Цикличность и направленность.
4.
Эволюция
земной
коры
в
ходе
геологической
истории.
Роль
континентальных и деструктивных процессов.
5. Эндогенная металлогения и ее связь с тектоническим развитием
территории России и сопредельных областей. Размещение полезных
ископаемых экзогенного происхождения (рудных, нерудных, горючих) в
разрезе и структуре.
Тестовые вопросы: Вопросы соответствуют всем выделенным в модуле
пунктам. Форма контроля: Семинар, заключающий курс.
129
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ И ГЕОЛОГИЧЕСКИХ И ТЕКТОНИЧЕСКИХ
КАРТ
Литература
1. Милановский Е.Е., «Геология СССР» Учебник в 3 частях. М.: Изд-во МГУ.
1. 1987 , 2. 1989, 3. 1991.
2. Короновский Н.В., «Краткий курс региональной геологии СССР» М.: Издво МГУ, 1984.
3. Красный Л.И., «Глобальная система геоблоков». М.: Недра, 1984.
4. Милановский Е.Е., «Геология России и ближнего зарубежья». М.: МГУ.
1997 г.
5.Объяснительная записка к геологической карте Дальнего Востока СССР.
Санкт-Петербург. 2000.
6.Объяснительная записка к геологической карте Сибирской платформы и
прилегающих территорий. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ. 2000.
7. Объяснительная записка к геологической карте Восточно_Европейской
платформы и её складчатого обрамления. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ.1992.
Геологические и тектонические карты
8. Геологическая карта СССР. М-б 1:2500 000.Л., Мингео СССР, 1983.
9 Геологическая карта СССР. М-б 1:5000 000.Л., Мингео СССР, 1966.
10. Международная тектоническая карта Европы и смежных областей. М-б
1:2500 000. Изд-во АН СССР, 1982.
11. Тектоническая карта Евразии. М-б 1:5000 000. ГУГК, 1966.
12. Геологическая карта Кавказа. М-б 1 000 000.
13.Геологическая карта Дальнего Востока СССР. М-б 1 500 000. СанктПетербург. ВСЕГЕИ.1992.
14.Геологическая карта Сибирской платформы и прилегающих территорий.
М-б 1 500 000. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ. 2000.
15.Геологическая карта Восточно_Европейской платформы и её складчатого
обрамления. М-б 1 2 500 000. Санкт-Петербург. ВСЕГЕИ.1992.
130
16. Геологическая карта России и прилегающих акваторий. М-б 1:2 500 000,
ВСЕГЕИ, 2008.
131