МИНИСТЕРСТВО НАУКИ И ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ Федеральное государственное автономное образовательное учреждение высшего образования «Казанский (Приволжский) федеральный университет» Институт геологии и нефтегазовых технологий Кафедра Региональной геологии и полезных ископаемых Направление подготовки 05.03.01 Геология Профиль: Геология Реферат по курсу «Геология России. 2 семестр» Работу выполнил: студент группы 03-003 Хабибуллин А. И. Работу проверил: заведующий кафедрой, д.н. (доцент) Сунгатуллин Р. Х. Казань-2024 СОДЕРЖАНИЕ 1. Геологическое строение Западно-Сибирской платформы…………………….……3 2. Полезные ископаемые Западно-Сибирской платформы. ………….………….....…16 3. Геологическое строение Уральской складчатой системы. …….…………………..20 4. Геологическое строение Уральской складчатой системы……………………….…36 5. Байкальская рифтовая система ………….…………………………………………...41 6. Средиземноморский подвижный пояс……………………………………..…….51 7. Тихоокеанский геосинклинальный пояс ………………………………...…….……59 8. Арктический шельф России…………………………………………………………..73 9. Список источников………………………………………………………...…….……80 2 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ Огромное пространство Западно-Сибирской низменности (3,5 млн км2), покрытое сплошным чехлом четвертичных отложений, в геологическом отношении представляет собой молодую, самую крупную на земном шаре плиту, ограниченную на западе герцинидами Урала, на востоке древней Сибирской платформой, а на юго-востоке и юге каледонскими и герцинскими складчатыми сооружениями Казахского нагорья и Алтае-Саянской области. Плита на севере продолжается в акваторию Карского моря. В районе Тургайской седловины происходит сочленение Западно-Сибирской и СевероТуранской плит. Еще 50 лет назад вся эта гигантская территория была совершенно не изучена и о ее строении высказывались самые противоречивые мнения, часто взаимно исключавшие друг друга и основанные только на интерпретации геофизических данных. Однако это не помешало И. М. Губкину еще в 30-е гг. XX в. предсказать месторождения нефти и газа в этом регионе, что блестяще подтвердилось в настоящее время. Сейчас в пределах Западно-Сибирской плиты пробурены десятки тысяч скважин и 1,5 тыс. из них вскрыли доюрские отложения. Выполнен огромный объем разнообразных геофизических исследований. Все это позволяет совсем на другом уровне рассматривать геологию огромной территории. Структура плиты. Рельеф фундамента и структура плитного чехла хорошо выявлены по геофизическим данным ГЗС, КМПВ и особенно МОГТ 2D и 3D. Поверхность гетерогенного фундамента плиты расчленена, особенно на севере, где глубины до нее достигают 10—12 км против 3 — 6 км на юге (рис.1). Прибортовые склоны представляют собой очень пологие наклонные структуры — моноклинали. Центральная часть плиты занята Хантейской и Кеть-Вахской антеклизами, разделенными Пурским желобом. На севере располагаются Усть- Енисейская, Надым-Тазовская и Южно-Карская синеклизы, разделенные широтным Мессояхским валом. Менее крупные 3 впадины находятся на юге: Мансийская, Среднеиртышская, Чулымская. Антеклизы осложнены сводами — Сургутским, Нижневартовским и др. Все эти структуры имеют овальную форму с очень неясными контурами и углами падения на крыльях, не превышающими Г. Они осложняются меньшими по размеру структурами типа валов, состоящих из кулисообразно расположенных и подставляющих друг друга пологих антиклинальных складок. Валы соседствуют с узкими прогибами, вытянутыми на сотни километров. Крупные структуры осложнены множеством более мелких. Характерной особенностью Западно-Сибирской плиты являются структуры типа очень пологих моноклиналей, сформировавшихся по краям плиты, особенно на востоке и юге. Наблюдается упрощение очертаний структур снизу вверх по разрезу, как и на Туранской плите, а в наиболее высоких горизонтах чехла часть структур совсем исчезает. Размах тектонических движений за послемеловое время в пределах плиты не превышает 0,8 км. 4 Рис. 1. Структурная схема Западно-Сибирской плиты по поверхности гетерогенного складчатого фундамента (по М.Я. Рудкевичу и З.А. Латыповой, с упрощением): 1 — границы плиты по мезозойско-кайнозойскому чехлу; 2 — границы крупнейших структур; 3 — наиболее погруженные области; 4 — относительно поднятые области; 5 — прибортовые склоны; 6 — разломы в фундаменте; 7 — нефтяные (а), газовые и газоконденсатные (б) месторождения. Цифрами в кружках обозначены основные структуры. Синеклизы. 1 — Усть-Енисейская; 2 — Надым- Тазовская; 3 — Южно-Карская. Желоба: 4 — Пурский; 5 — Худосейский; 6 — Мессояхский вал. Небольшие впадины: 7 — Мансийская; 8 — Среднеиртышская; 9 — Чулымская. Антеклизы: 10 — Хантейская; 11 — Кеть-Вахская. Прибортовые склоны: 12 — Припайхойский; 13 — Притаймырский; 14 — Приуральский; 5 15 — Приказахстанский; 16 — Приколыванский; 17 — Приенисейский. Своды: 18 — Сургутский; 19 — Нижневартовский; 20 — Александровский (1) Западно-Сибирская плита обладает двухэтажным строением. Отчетливо выражен нижний этаж — гетерогенный фундамент и верхний — платформенный чехол, резко несогласно залегающий на фундаменте. В то же время между ними выявлен своеобразный комплекс отложений, тектоническая позиция которого неопределенна и который относят либо к фундаменту, либо к чехлу или придают ему самостоятельное значение. Фундамент плиты. Наибольшее число неясных вопросов связано с интерпретацией внутреннего строения фундамента, особенно в его центральной и северной частях. Не вызывает сомнения строение фундамента в краевых частях плиты. На западе устанавливается широкая (200 — 300 км) полоса с герцинским возрастом складчатости. В строении и развитии этой полосы герцинид имеется много общего с Уралом, так как это единая складчатая система. В ее закрытой части установлены рифейские, ордовикские, силурийские, девонские, каменноугольные и пермские отложения, слагающие структуры, ограниченные разломами. Рифейские и нижнепалеозойские отложения представлены гнейсами и разнообразными кристаллическими сланцами. Среднепалеозойские толщи слагаются вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными отложениями, испытавшими складчатость в среднем — позднем карбоне. Все породы прорваны многочисленными среднепалеозойскими интрузиями габброидов и верхнепалеозойскими гранитоидами. Уральский блок фундамента плиты с востока ограничен системами субмеридиональных разломов, возможно наклоненных к западу. Под чехлом плиты должны прослеживаться структурные зоны Южного и Центрального сегментов Урала. 6 Рис. 2. Схема фундамента Западно-Сибирской плиты 1 — древние (добайкальские, в основном эпикарельские) платформ 2 — позднепротерозойские — палеозойские (байкальские — каледонские — герцинские) геосинклинальные складчатые системы; 3 — массивы докембрийской консолидации в пределах геосинклинальных поясов позднего протерозоя — палеозоя; 4 — альаийский орогенный пояс (1) Восточную часть фундамента Западно-Сибирской плиты образует Приенисейская зона байкалид, протягивающаяся вдоль западной окраины Восточно-Сибирской платформы. В этой зоне находится фундамент, сложенный кристаллическими сланцами, гранитами, базитами и ультрабазитами верхнего архея — нижнего протерозоя. Нижний комплекс перекрыт карбонатными и терригенными породами рифея, венда и кембрия с прослоями каменной соли и ангидритов, залегающими плащеобразно. На этих отложениях во впадинах присутствуют терригенные толщи девона, карбона и перми. Центральный блок фундамента плиты наименее изучен, но в южной части он представлен каледонскими структурами Северного Казахстана, в северной 7 части которых у г. Ханты-Мансийска располагается Уват-Хантымансийский докем- брийский микроконтинент, очертания которого разные исследователи рисуют различным образом. Между Приенисейским древним блоком и каледонским блоком в центре плиты в фундаменте прослеживается широкая, до 500 км, полоса герцинских структур, на самом юге ограниченная Барнаульским древним массивом. Эта полоса может прослеживаться далеко к северу, заходя в Карское море. Приенисейский и герцинский блоки на юговостоке осложняются салаирскими структурами, сформировавшимися в середине кембрия. Выводы. Таким образом, фундамент Западно-Сибирской плиты сформировался в результате закрытия Палеоазиатского океана, в котором его различные участки замыкались в разное время, а складчатые сооружения обрамляли более древние микроконтиненты. Между разновозрастным фундаментом плиты и ее истинным (ортоплатфор- менным) чехлом, начинающимся с лейаса, заключены различные комплексы отложений, имеющие разный состав и природу в зависимости от возраста фундамента. На гетерогенном фундаменте на севере плиты залегает древнейший платформенный чехол среднепалеозойских морских отложений в карбонатных и терригенных фациях. На юго-востоке плиты находятся Тегульдетская и Касская глубокие впадины, выполненные нижним, средним и верхним палеозоем. В погребенных каледонидах развиты пологие впадины, разрез средне- и верхнепалеозойских отложений которых близок к разрезу Тенизской впадины Казахстана. Естественно, что эти отложения отсутствуют в зонах с герцинским фундаментом. Тем не менее, испытав складчатость и орогенез в позднем палеозое, герцинские зоны оказали влияние и на районы плиты с более древним фундаментом. Так, на севере верхнепалеозойские толщи довольно резко 8 отделяются от нижележащих, характеризуясь терригенным составом и заполняя впадины расчлененного рельефа. В это же время происходила приразломная складчатость в ТуруханоНорильской зоне Сибирской платформы. Таким образом, к концу палеозоя вся территория Западно-Сибирской плиты оказалась консолидированной с вполне сформировавшейся континентальной корой. Закрытие палеозойского Центрально-Азиатского океана произошло вдоль сутуры в позднегерцинской Иртыш-Зайсанской зоне, так называемого Чарского шва, который, возможно, продолжается вплоть до побережья Карского моря. Рифтовый комплекс. С рубежа перми и триаса начался совсем новый этап истории этой континентального территории, проявившийся рифтогенеза, в в широком развитии результате которого возникли многочисленные рифты и грабены. Их сеть, судя по магнитным аномалиям, покрыла практически весь фундамент, но стержневым меридиональным рифтом является Колтогорско-Уренгойский, протягивающийся на 1 500 км при ширине до 80—100 км на севере и выклинивающийся около г. Омска на юге (рис. 3.). Этот рифт вскрыт глубокой скважиной СГ-6 (7502 м). Рифты выполнены субаэральными базальтами на значительную глубину и, возможно, на севере, уже в Карском море рифтинг перешел в спрединг, где сформировалось подобие океанического бассейна или этот рифт, наоборот, замкнулся. Возраст толеитовых и щелочных базальтов 240 — 245 млн лет, т.е. нижнетриасовый. Следует отметить, что общий рисунок рифтов отличается северо-западным, северо-восточным и северо-южным простираниями, что 9 свидетельствует о растяжении, охватившем консолидированный фундамент Западно-Сибирской плиты. Рис. 3. Предлагаемые рифты и грабены раннетриасового возраста в фундаменте эпипалеозойской Западно-Сибирской плиты, выполненные базальтовыми вулканитами (по данным положительных аномалий магнитного поля) (1) Вулканиты нижнего триаса Западно-Сибирской плиты не отвечают классическим представителям провинций покровных базальтов, а типичны для рифтовых провинций и обладают полным сходством с базальтами ранних этапов магматизма на Сибирской платформе. Вулканиты представлены широким спектром пород от базальтов до риолитов, но первые составляют более 80 %. В среднем триасе в рифтах отдельных грабенов появляются обломочные породы, на севере с морскими прослоями, а в позднем триасе появляются угленосные толщи, как, например, в Челябинском грабене на западе плиты. В северных районах плиты верхнетриасовые отложения уже чисто морские и сменяются такими же терригенными морскими нижнеюрскими. 10 Платформенный чехол. Отложения платформенного чехла на ЗападноСибирской плите в целом начинаются с юры, однако в разных районах нижняя граница чехла несколько скользит по разрезу, начиная с лейаса на севере и до верхней юры на юге. Чехол представлен континентальными и морскими преимущественно терригенными отложениями, причем морские осадки распространены главным образом на севере, а к югу, западу и востоку сменяются сначала прибрежно-морскими, а потом и континентальными (рис. 4.). Рис. 4. Схема фациального районирования нижнесреднеюрских отложений ЗападноСибирской плиты (по В. П. Девятову и А. М. Казакову). Зоны седиментогенеза: 1 — морского; 2 — переходного; 3 — преимущественно континентального; 4 — континентального (1) В основании чехла располагается фациально изменчивая толща юры (лейас — низы верхней юры), представленная в краевых участках песчаноглинистыми, часто угленосными отложениями, сменяющимися в северном 11 направлении морскими полимиктовыми песками и песчаниками. Мощность этой толщи достигает 1,0— 1,5 км. На юго- востоке плиты в ЧулымоЕнисейском районе выделяются две угленосные свиты общей мощностью до 0,6 км, разделенные толщей песчаников, гравелитов и конгломератов. Отложения средней юры — нижнего мела (байос — баррем) в северных районах представлены морскими, преимущественно песчанистыми, часто глауконитовыми толщами (около 1 км), в южном направлении сменяющиеся прибрежными, а затем и континентальными красноцветными песчаниками, алевролитами и аргиллитами. В готериве и барреме происходила регрессия и глинистые осадки накапливались только в центре плиты. По южной окраине плиты во многих местах отложения верхней юры размыты. За счет размыва кор выветривания по обрамлению плиты уже с поздней юры начали формироваться каолиновые глины, накапливавшиеся вплоть до олигоцена. Все эти отложения находятся в очень сложных фациальных взаимоотношениях и подразделяются на ряд местных свит. Отложения верхов нижнего мела и верхнего мела на большей части плиты представлены морскими фациями. Вся эта толща в отдельных впадинах достигает 1,5 км мощности, а в других местах — 0,5 — 0,6 км и слагается почти исключительно терригенными породами: песчаниками и песками, нередко глауконитовыми, алевролитами, аргиллитами, глинами. В туронском веке началась самая крупная в истории плиты трансгрессия, продолжавшаяся до Маастрихта, когда накапливались глины, опоки, терригенные породы с оолитовыми железняками. В юго- восточных и восточных районах плиты распространены континентальные, часто красноцветные отложения, представленные разнообразными песчаниками, гравелитами, пестроцветными глинами и аргиллитами, каолинитами, содержащими линзовидные прослои бурого угля, железных руд и бокситов, мощностью до 1 км. Отложения палеогена, вплоть до среднего олигоцена, изучены как в естественных обнажениях, так и вскрыты многими скважинами. В центре и на 12 западе плиты это преимущественно морские, мелководные терригенные породы: глины, аргиллиты, кварц-глауконитовые и глауконитовые пески и песчаники, реже диатомиты, опоки. По периферии плиты мощность палеогеновых отложений составляет десятки, первые сотни метров, а в центральных районах увеличивается до 0,5 — 0,6 км. Начиная со среднего олигоцена на территории плиты устанавливается континентальный режим, и она превращается в озерно-аллювиальную равнину. В среднем и позднем олигоцене накапливались песчано-глин истые континентальные осадки, с прослоями лигнитов мощностью около 0,2 км. Такой же характер осадконакопления был в миоцене и раннем плиоцене, поэтому иногда отложения среднего олигоцена — нижнего плиоцена объединяют в единую континентальную серию, называемую иртышской, в составе которой выделяется ряд свит. Мощность их сильно колеблется, от первых десятков метров до 0,5 км. Отложения верхов плиоцена — антропогена образуют обширный горизонтальный покров, залегающий с размывом на палеогеновых и даже меловых породах. Этот покров занимает почти всю поверхность плиты, имеет максимальную мощность до 0,2 км и представлен различными генетическими типами осадков: ледниковыми, водно-ледниковыми, озерными, озерноболотными, аллювиальными, морскими и ледниково-морскими. Первые из них распространены в северной части плиты, где развиты перемытые моренные отложения (валунные суглинки, супеси и т.д.), являющиеся следами по крайней мере двух, а возможно и нескольких оледенений. Однако оледенения не проникали далеко на юг и во внеледниковой зоне Западной Сибири формировались другие типы четвертичных отложений — озерные, болотные и аллювиальные. Последние представлены галечниками, песками, глинами и другими отложениями и слагают комплекс разновозрастных террас в долинах крупных рек. 13 Выводы. Характерной чертой отложений платформенного чехла ЗападноСибирской плиты является почти исключительно терригенный состав, представленный главным образом различными песчаниками, песками и глинами. Песчаные породы служат хорошими коллекторами для нефти и газа, а глинистые создают непроницаемые покрышки, под которыми и образуются мощные нефтегазоносные залежи. В отложениях чехла прослеживается несколько широко распространенных перерывов, но все же в разных местах они выражены неодинаково. Региональные перерывы устанавливаются в основании валанжинского, готеривского, аптского ярусов и т.д. Важное значение этих региональных размывов заключается в том, что они могут являться причинами образования крупных нефтегазоносных залежей литолого-стратиграфического типа. Сложным вопросом является проблема унаследованности структур платформенного чехла и фундамента. Грабены и грабенообразные впадины триаса в целом тесно связаны с герцинским фундаментом в Зауралье, обладают такими же простираниями и приурочены к крупным зонам разломов, разделяющих блоки фундамента. Основная тенденция во время формирования платформенного чехла заключалась в быстром уменьшении тектонической активности и снижении контрастности движений. Вместе с тем разные участки плиты испытывали в различное время движения разной направленности, но основные контуры плиты оформились уже в средней юре (рис. 5). В последнее время установлено, что в чехле плиты присутствуют структуры горизонтального консолидированном сдвига, фундаменте. обусловленные Чехол, связанный с сдвигами в поверхностью фундамента, скользит по нему в разных крыльях сдвига, в результате чего возникают своеобразные «пропеллерные» структуры по М. А. Гончарову. Строение глубоких горизонтов земной коры Западной Сибири вырисовывается на основании главным образом гравиметрических данных и материалов ГСЗ. В среднем мощность коры составляет чуть меньше 40 км, 14 причем минимальными глубинами поверхности М характеризуется центральная часть плиты. К ее краям мощность коры возрастает. В зоне зауральских герцинид она достигает 42 — 48 км, а в пределах Обь-Зайсанской зоны — только 36 — 38 км. В первом районе базальтовый слой гораздо мощнее гранитного, а во втором — наблюдаются разные соотношения между ними. В области предполагаемогодобайкальского массива в центре плиты мощность коры равняется всего лишь 35 — 36 км, а базальтовый слой не превышает 10—12 км. В восточной части плиты поверхность М залегает на глубинах до 45 км. Любопытно, что в зоне Колтогорско-Уренгойского линеамента имеет место локальное увеличение мощности коры до 43 км и базальтового слоя (до 26 км). Все крупные структурные швы и разломы, ограничивающие Рис. 5. Геологический профиль через Западно-Сибирскую плиту в районе Колтогорско-Уренгойского осадочного бассейна. Черным треугольником показана глубокая скважина СГ-6 (по О. В.Япаскурту) наиболее протяженные грабены, проникают через всю земную кору и смещают поверхность М на несколько километров. На ЗападноСибирской плите прогибам по подошве «доюрского» основания в целом соответствует некоторое уменьшение мощности коры за счет базальтового слоя, а поднятиям — ее увеличение. (1) 15 ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ До 1950 г. огромная территория Западно-Сибирской низменности была почти не изучена. Только в 1949 г. в Тюмени началась проходка первой опорной скважины, а в 1959 г. была получена первая промышленная нефть в Шаимском районе. С тех пор в Западной Сибири были открыты крупные месторождения нефти и газа, связанные с мезозойскими отложениями платформенного чехла. Месторождения нефти приурочены к нижней — средней юре, к оксфордскому ярусу верхней юры, волжскому ярусу верхней юры, берриасскому ярусу нижнего мела, неокомскому надъярусу, к альбу — сеноману. Рис. 6. Нефтяные и газовые месторождения Западной Сибири 16 Газовые месторождения сосредоточены в основном на севере плиты в Надым- Тазовской синеклизе, где к апт-сеноманским отложениям приурочены такие газовые гиганты, как Уренгойское, Медвежье, Ямбургское, Юбилейное и др. Районы Ямала и Гыдана — это места, где будут открыты новые газовые месторождения. Локализация крупных месторождений нефти в Среднеобском районе (Самотлор и др.) обусловлена, помимо структурных факторов, наличием песчаных коллекторов, которые к западу и востоку замещаются глинами, и отложения тем самым теряют коллекторские свойства. Основные нефтяные месторождения Западной Сибири приурочены к отложениям средней и верхней юры, а также неокома. С толщей песчаников и алевролитов верхней юры связаны нефтяные месторождения в Березовском, Мегионском и Шаимском районах. Литологически резко изменчивая валанжин- готерив-барремская толща служит вместилищем многих месторождений нефти в Сургутском (Усть-Балыкское, Быстринское) и Нижневартовском районах (Самотлор) и т.д. На юго-западе плиты в Васюганском районе открыто несколько газовых месторождений. Промышленная нефтегазоносность в отложениях выше сеноманского яруса изучена еще недостаточно, но мощные линзовидные пачки песчаников в глинистой толще турона — Маастрихта содержат ряд газоносных горизонтов (Заполярное, Уренгой, Губкинское, Медвежье и другие месторождения). Не исключено обнаружение месторождений и в доюрской коре выветривания. Предполагается наличие нефтяных месторождений на севере плиты в юрских отложениях, на повестку дня встает проблема нефтеносности палеозойских отложений, так как на юго-востоке плиты в карбонатных толщах девона и карбона уже известны месторождения нефти. Геологические исследования привели к открытию месторождении и других полезных ископаемых. На юго-востоке, в верхнемеловых и палеогеновых песчаниках окрестностей Колпашева и Бакчара, открыты крупные месторождения оолитовых железных руд. Они залегают 17 сравнительно неглубоко (150—400 м), содержание железа в них — до 36— 45%, а прогнозные геологические запасы Западно-Сибирского железорудного бассейна оцениваются в 300—350 млрд. т, в том числи в одном Бакчарском месторождении — 40 млрд. т. На западном борту плиты к верхнемеловым морским отложениям приурочен Аятско-Алапаевский железорудный бассейн с бурожелезняковыми рудами, имеющими гидрогетит-лептохлорит (с сидеритом) состав. Содержание железа в руде около 30%, запасы около 7 млрд.т. На восточном борту расположен Западно-Сибирский железорудный бассейн того же возраста и с рудами такого же состава. В многочисленных соленых озерах на юге Западной Сибири сосредоточены сотни миллионов тонн поваренной и глауберовой соли, а также десятки миллионов тонн соды. Кроме того, Западная Сибирь обладает громадными запасами сырья для производства строительных материалов (песка, глин, мергелей); по ее западной и южной окраинам встречаются месторождения известняков, гранитов, диабазов. Твердое топливо. располагаются три (Ханты-Мансийский В западной буроугольных АО) с части Западно-Сибирской бассейна: запасами около плиты Сосьвинско-Салехардский 1,5 млрд.т, Серовский (Свердловская область) с запасами 220 млн.т, Челябинский (Челябинская область) с запасами 632 млн.т. Угленосность приурочена к триас-юрским терригенным отложениям. Урановое сырье. В южной части Западно-Сибирской плиты (Курганская область) располагается Зауральский урановорудный район. Месторождения этого района (Далматовское и др.) приурочены к ранне-среднеюрским терригенным отложениям, выполняющим палеодолины этого возраста. Месторождения относятся к инфильтрационному песчаниковому типу. Главным рудным минералом является настуран; среднее содержание урана составляет 0,039%. Здесь сосредоточено около 14% запасов урана России, 18 которые обеспечивают примерно 11% его добычи. Отработка месторождений производится методом подземного выщелачивания с глубины 500-600 м. В западной части плиты, в области ее сочленения с горно-складчатым Уралом располагается Северо-Уральский марганцеворудный бассейн, в котором разведано 9 месторождений с общими запасами карбонатных марганцевых руд 44 млн.т и средним содержанием марганца 20-22%. Марганценосность связывается с морскими терригенными отложениями раннего палеогена. Цветные металлы. В южной и юго-западной частях плиты с континентальными отложениями раннего мела связаны месторождения бокситов (Тургайская и Каменск-Уральская группы). Содержания Al2O3 – 2860%, SiO2 – до 20%, модуль – 3-15. Таким образом, с юга на север устанавливается латерально-вертикальная триада алюминий-железо-марганец, составляющая систему, именуемую алфермангалиты (по ведущим металлам: ал – алюминий, фер – феррум, ман – марганец, лит – порода). На некоторых месторождениях установлено следующее: нижние части рудных горизонтов сложены бокситом, верхние железными рудами, на других объектах – нижние части рудных горизонтов сложены железными рудами, верхние – марганцевыми рудами. Эта триада установлена и описана крупным литологом ак. Н.М.Страховым. Центральные районы плиты содержат колоссальные запасы термальных вод, температура которых превышает 100°. Все это вместе взятое делает Западно-Сибирскую плиту одним из богатейших районов России в отношении полезных ископаемых. 19 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ УРАЛЬСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ Уральская система простирается на 2 500 км в меридиональном направлении от Байдарацкой губы Карского моря на севере до Приаралья на юге и граничит с Восточно-Европейской древней платформой на западе, тогда как на востоке она перекрыта мезозойским и кайнозойским чехлом ЗападноСибирской плиты. Структуры Урала подразделяются в широтном направлении на пять сегментов: 1) Южный; 2) Центральный; 3) Северный; 4) Приполярный и 5) Полярный. Наиболее широким, до 500 км, является Южный сегмент. Тектоническое районирование. Уральская система обладает четкой меридиональной зональностью, выдержанной по простиранию на значительном протяжении. С запада на восток выделяются следующие основные зоны: 1) Предуральский передовой прогиб; 2) Западно-Уральская мегазона; 3) Центрально-Уральская мегазона; 4) Восточно-Уральская мегазона; 5) Зауральская зона. (Рис. 7) Рис. 7. Тектоническая схема Урала (по В. Н. Пучкову) (1) 20 Предуральский передовой прогиб узкой полосой до 100 км в ширину простирается вдоль западной зоны Урала. Он начал формироваться на фундаменте Восточно-Европейской платформы в позднем карбоне или в ранней перми. Толщи прогиба местами начинаются с маломощных карбонатно-глинистых отложений верхнего карбона и нижней перми, которые в западной его части замещаются мощными (более 1 км) биогермными барьерными рифовыми постройками, приуроченными к листрическим сбросам, зона которых отделяет платформу от собственно прогиба (рис. 8). Рис. 8. Тектоническая схема Бельской впадины Предуральского передового прогиба (по М.А. Камалетдинову, с упрощением): 1 — чехол Русской плиты; 2 — передовой прогиб; 3 — внешняя зона Западного Урала; 4 — рифовые массивы нижней перми; 5 — граница прогиба; б — фронтальный надвиг Урала на прогиб; 7 — надвиги; 8— направление перемещения масс (1) В центральной зоне восточнее рифтов существовал некомпенсированный прогиб, заполнявшийся депрессионными маломощными осадками. Выше по разрезу и восточнее рифов появляются сероцветные молассовые толщи, а кунгурские отложения представлены мощной эвапоритовой толщей с пластами галита и сильвина, замещающейся в северной части прогиба параллической угленосной толщей в Косью-Роговской и Воркутинской 21 впадинах прогиба. В этой зоне прогиба широко развиты соляные купола. Верхнепермские отложения — это повсеместно развитые красноцветные континентальные молассы — галечники и песчаники, которые распространялись к западу далеко за пределы передового прогиба, образуя обширную Восточно-Русскую впадину, на месте которой впоследствии образовалась Волго- Уральская антеклиза. Прогиб распадается на ряд удлиненных впадин, разделенных перемычками, узкими поднятиями (гряда Чернышова) или массивами тектонических пластин (Каратау) и другими. Предуральский передовой прогиб в структурном отношении асимметричен, обладает пологим внешним (западным) пассивным склоном и более крутым активным восточным, в котором развиты надвиги, в том числе и слепые, а массы пород надвинуты к западу. Формирование надвигов происходило в поздней перми и раннем триасе, затянувшись на севере до позднего триаса. Западная мегазона Западная мегазона в течении ордовика-раннего карбона представляла собой пассивную континентальную окраину (в терминах геосинклинальной концепции – Палеоазиатского миогеосинклинальную океана, заложенную зону) Уральского сегмента на восточной периферии ВосточноЕвропейской платформы. Эта мегазона носит также название палеконтинентального сектора Уральского океана. Западная зона состоит из следующих структур: - Башкирского антиклинория; - Зилаирского синклинория; - антиклинория Уралтау; Центрально-Уральской зоны поднятий; - Западно-Уральской складчатой зоны (моноклинория) Западная мегазона Урала характеризуется распространением как докембрийских, так и палеозойских толщ до карбона включительно. Среди докембрийских (до- верхнепротерозойских) образований в некоторых местах, например в Кожимском и Харбейском поднятиях на Полярном Урале и в 22 Башкирском поднятии на южном Урале, обнажаются архейские нижнепротерозойские гранулиты, слюдяные сланцы и и амфиболиты, представляющие собой тот фундамент, на котором закладывались Уральские структуры. Образования верхнего протерозоя (рифея) развиты в Башкирском Кваркушском и Ляпинском поднятиях, а также в поднятии Уралтау. В Башкирском поднятии — слабометаморфизованных это мощный терригенных и (до 15 км) комплекс карбонатных циклично построенных отложений, разделенных на несколько серий: бурзянскую, машакскую, юрматинскую и каратаускую, завершаемый ашинской серией венда (эдиакария). Серии начинаются с терригенных пород и заканчиваются карбонатными породами. В бурзянской серии известны прослои сидеритовых руд и ее отложения прорываются Бердяушскими гранитами — рапакиви. В Уралтауском поднятии к востоку и в северном направлении в других поднятиях в рифейских отложениях начинает увеличиваться доля вулканических пород, степень их метаморфизма, появляются гранитоидные интрузивы. Все эти образования сформировались на пассивной восточной окраине нынешней Восточно-Европейской платформы, а в позднем докембрии — континенте Балтика и находились совсем в других координатах. Восточнее этой окраины существовал уже Центрально-Азиатский океанический бассейн. Палеозойские отложения, начиная с верхнего кембрия и кончая поздним карбоном, широко распространены в Западной мегазоне и почти везде представлены терригенными и карбонатными породами, в западных структурах мелководными, а в восточных более глубоководными глинистокремнистыми породами рифтогенного типа, местами, как, например, на Полярном Урале, надвинутыми к западу (Лемвинские фации), перекрывая шельфовые (Елецкие фации) мелководные отложения (рис. 9). Мощности этих толщ небольшие — достигают первых километров. Подобное соотношение мелководных и глубоководных отложений прослеживается во всей Западной 23 зоне, отражая переход от пассивной окраины платформы к глубоководному бассейну Палеоуральского океана, максимальное развитие которого приходится на поздний ордовик — ранний силур. Рис. 9. Геолого-геофизический разрез Северного Урала и Приуралья (по В. В. Юдину): ГУН — Главный Уральский надвиг (сутура); ОН — Осевой надвиг, ФН — Фронтальный надвиг; ГЗУН — Главный западноуральский надвиг; ВПН — ВуктыльскоПолюдовский (Главный Приуральский) надвиг; МПА — Малопечорский аллохтон (1) В Зилаирской зоне, расположенной южнее Башкирского поднятия, развиты отложения фаменского яруса верхнего девона — турнейского яруса нижнего карбона (зилаирская серия), представленные граувакковыми песчаниками и аргиллитами с прослоями туфов мощностью до 1,5 км. В южной части Зилаирской зоны эти породы перекрываются мощной, до 4 км, толщей каменноугольного терригенного флиша с олистостромами (глыбами) различных палеозойских пород. Пермские отложения слагают уже передовой прогиб и представлены молассами. Структура Западной мегазоны представляет собой систему чешуй, ограниченных надвигами, со срывом всех отложений по кристаллическому фундаменту и внутри отложений по глинистым и эвапоритовым горизонтам, с тектоническим перекрытием (с амплитудой до 20 км) шельфовых зон батиальными (рис. 10). Кроме того, на 24 Южном и Среднем Урале присутствуют аллохтоны (покровы), сложенные офиолитами и островодужными вулканитами, переброшенные из зон, расположенных восточнее Главного Уральского разлома. Антиклинорий Уралтау имеет ширину 15-40 км. Его северным продолжением является Центрально-Уральская зона поднятий. Сложена эта структура отложениями среднего рифея-венда, которые в отличие от Башкирского антиклинория имеют вулканогенно-осадочный характер. Метаморфизм слагающих ее пород варьирует от зеленосланцевой до амфиболитовой и глаукофансланцевой фаций. В условиях глаукофансланцевой фации метаморфизованы породы, входящие в состав максютовского комплекса (средний рифей), сложенного кварцитами, графитистыми кварцитами, кварц-мусковитовыми сланцами с гранатом, глаукофаном, лавсонитом и аповулканитовыми эклогитами. Формирование этого осадочно-вулканогенного комплекса датируется 1,1-1.7 млрд. лет, глаукофансланцевый метаморфизм – 0,35-0,37 млрд. лет. Мощность отложений 2-4 км. Верхняя часть разреза антиклинория представлена суваякским комплексом (верхний рифей) мощностью 3-5 км, сложенными кварцитами, кварц-хлорит-мусковитовыми сланцами с прослоями конгломератов, доломитов, известняков и зеленых (по основным вулканитам) сланцев. Вендские отложения образуют горизонт, сложенный тиллитоподобными конгломератами. Геологические комплексы, слагающие антиклинорий Уралтау, смяты в сжатые линейные складки, осложненные надвигами с западным падением. Центрально-Уральская зона поднятий представляет собой вытянутую в северном направлении прерывистую полосу выходов допалеозойских отложений. 25 Кваркушский антиклинорий сложен (снизу вверх): - осадочными и вулканогенно-осадочными отложениями (кварцитопесчаники, серицит- кварцевые, глинистые, углисто-глинистые сланцы, основные и кислые эффузивы) рифея - нижнего венда общей мощностью 4-6 км; - песчаноглинистыми отложениями с горизонтами тиллитов верхнего венда общей мощностью 4-5 км. Ляпинский антиклинорий образован аналогичными по первичному составу и возрасту комплексами пород общей мощностью до 6 км, метаморфизованными в фации зеленых сланцев и, локально- в амфиболитовой. В этой структуре кроме того развиты интрузии гранитоидов рифейского-кембрийского возраста. Кожимское поднятие в ядерной части сложено породами дорифейского гнейс-амфиболитового комплекса и кварцитами. Харбейское поднятие сложено отложениями одноименного комплекса нижнего протерозоя: гнейсами, амфиболитами, высокоглиноземистыми слюдистыми сланцами (Рb-U - возраст-2220 млн. лет и 740 млн. лет). В этом же поднятии развиты эклогиты(гранат-омфацитовые породы), принадлежащие марункеускому комплексу, имеющему возраст не менее 1,5 млрд. лет. Западно-Уральская складчатая зона (синклинорий) сложена в западной части мелководными терригенно-карбонатными отложениями ордовикадевона общей мощностью 5-7 км (елецкие фации), а в восточной глубоководными глинисто-кремнистыми осадками того же возраста (лемвинские фации) относительно небольшой мощности. Отложения, слагающие зону, смяты в довольно сильно сжатые линейные складки, опрокинутые на запад, осложненные надвигами и шарьяжами восточного падения. 26 Рис. 10. Геологический разрез через западные зоны Урала в районе широтного течения р. Белая (В. Н. Пучков и др., 1998) (1) Зона Главного уральского разлома (ГУР) разделяет Западную и Восточную мегазоны Урала. Зона ГУР представляет мафитовультрамафитов собой пояс массивов офиолитов дунит-клинопироксенит-габбровой и формации, протягивающийся от Полярного до Южного Урала. В тектоническом отношении зона ГУР – это зона крупно-амплитудного надвигания и шарьирования в западном и северо-западном направлениях блоков-пластин, сложенных нижними частями разреза (офиолиты, островодужные комплексы) Восточной мегазоны, на складчатые комплексы Западной мегазоны. Останцами этого гигантского шарьяжа являются офиолитовые массивы Крака, Кемпирсайский и другие. Время шарьирования датируется поздним палеозоем. В западной части зоны ГУР и прилегающей к ней восточной краевой зоне ЦентральноУральского поднятия проявлен и глаукофансланцевый метаморфизм, датируемый поздним силуром-девоном. 27 Рис. 11. Положение Главного Уральского разлома (ГУРа) в основных структурах Урала (А) и Cхема строения южно-уральского отрезка ГУРа (Б). (1) 1 — серпентиниты и серпентинитовый меланж; 2 - кремнисто-вулканогенный комплекс офиолитовой ассоциации, 3 — позднедевонско-раннекаменноугольные осадочные отложения; 4 — гранитоиды, 5 — линии разрезов: К-К’- карабашский. I-I поляковский, М-М' - миндякский, П-П’- аскаровский. С-С" — по сейсмопрофилю 115. III-III — ивановско-бурибайский: 6 — участки детальных исследований: МА — Малокаранско-Александровский. М — Миндякский. Восточная мегазона Восточная мегазона представляет собой палеокеанический (в ордовикекарбоне) сектор Уральского сегмента Палеоазиатского океана, называемый также (в терминах геосинклинальной концепции) эвгеосинклинальной зоной. В составе мегазоны выделяются следующие геодинамические элементы: - островодужно-океанические зоны; 28 палеомикроконтиненты; - области проявления интрузивного и эффузивного магматизма (активных континентальных окраин); - области проявления коллизионного интрузивного магматизма. К востоку от Главного Уральского разлома располагаются две крупные мегазоны — Магнитогорская на юге и Тагильская на севере. Обе они заложились в позднем ордовике на коре океанического типа и сложены комплексом остро- водужных вулканических формаций, подстилаемых и местами аллохтонно перекрываемых толщами тектонизированных офиолитов. Как в Тагильской, так и в Магнитогорской мегазонах их самые западные участки на расстоянии около 30 км к востоку от Главного Уральского разлома заложились на древнем фундаменте Восточно-Европейской платформы. В обеих мегазонах с запада на восток выделяется до 5 зон, отражающих латеральный характер распределения вещественных комплексов. Магнитогорская мегазона (или Магнитогорский синклинорий) ограничена с обеих сторон разломами, падающими навстречу друг другу. На западе от зоны Уралтау она отделена Главным Уральским разломом с падением сместителя на восток под углом 60° и на глубине сместитель выполаживается. На востоке зону ограничивает Восточно-Магнитогорская система разломов с падением сместителей уже на запад под углом 40 — 45°. Магнитогорская мегазона имеет аномально высокую мощность земной коры. В ее центральной зоне положение границы Мохо неопределенно и может предполагаться на глубине 65 — 68 км. Магнитогорская мегазона подразделяется с запада на восток на Присакмаро-Вознесенскую, ЗападноМагнитогорскую, Центрально-Магнитогорскую и Восточно-Магнитогорскую зоны. Присакмаро-Вознесенская зона имеет надвиговый контакт с зоной Уралтау, что доказывается данными геологического картирования, геофизическими методами и бурением. Часто она отождествляется с зоной Главного Уральского разлома и считается сутурой. На сейсмических 29 профилях Присакмаро-Вознесен- ская зона прослеживается на глубине в виде зоны шириной около 1 км и в пределах нее развиты серпентинитовые меланжи с блоками офиолитов, метаморфитов амфиболитовой фации, в том числе гранитсодержащих метабазитов и метаосадоч- ных пород, ордовикских надсубдукционных вулканогенных комплексов. Верхнее структурное положение занимает тектонический покров, основание которого сложено кремнистыми породами франского яруса, а выше согласно, с постепенным переходом залегает граувакковый флиш зилаирской свиты и каменноугольные карбонатные породы. В подошве этого покрова расположен серпентинитовый меланж, который содержит обрывки пластов кремней нижнего и среднего девона, а также фрагменты разреза нижнесреднедевонской кремнистобазальтовой толщи и среднедевонские известняки. Присакмаро-Вознесенская зона является корневой для Залаиро-Сакмаро-Кракинского аллохтона. Предполагается, что активные перемещения по Главному разлому ограничены «запечатывающим» его Сыро- станским Плутоном серпуховского возраста. Эти сведения накладывают ограничение на возраст комплексов, для которых предполагается аллохтонное залегание. Западно-Магнитогорская зона в основании сложена серпентинитовыми меланжами с фрагментами массивов гарцбургитового типа. Верхний элемент разреза офиолитов представлен кремнисто-базальтовым комплексом ордовика и нижнего силура, на которых согласно залегают кремни или известняки нижнего девона. Местами на меланжированных офиолитах залегают рифогенные известняки в основном пражско-эмсского яруса нижнего девона, в разрезе преобладают вулканогенные породы, отражающие эволюцию островодужной системы. Вулканиты согласно подстилаются терригеннотуфогенной с олистостромами толщей, содержащей конодонты середины и самого верха эмсского дифференцированная серия яруса. На сменяется уровне эйфельского контрастной яруса колчеданоносной, отражающей рифтогенез в структуре дуги. Живетский ярус представлен 30 дифференцированной вулканической серией. В диапазоне Эйфеля и живета вулканиты фациально кремнисто-терригенной замещаются конденсированной марганценосной толщей. Заметное ослабление вулканической деятельности в островодужной системе отмечается на уровне франского и низов фаменского ярусов, где практически повсеместно распространена кремнистая толща. Однако и эти разрезы местами содержат заметную туфогенную примесь смешанного состава. Вулканиты следующего этапа отличаются повышенной щелочностью и относятся к шошонит-абсарокитовой формации. Вулканиты латерально и вверх по разрезу замещаются граувакковым флишем зилаирской свиты. В Центрально-Магнитогорской зоне, отделенной с запада разломами, видимый разрез стратифицированных образований начинается с зилаирской свиты, однако можно предположить, что ее разрез наращивает последовательность Западно-Магнитогорской зоны. На востоке, поданным бурения, наиболее древний установленный элемент разреза представлен толщей вулканитов, охарактеризованной франской фауной, которая вверх по разрезу после зоны рассланцевания сменяется каменноугольными карбонатными и терригенно-карбонатными толщами, а в нижнем карбоне отмечаются линзы базальтоидов. В Восточно-Магнитогорской зоне наиболее древние элементы девонского разреза представлены известняками, которые залегают среди серпентинитового меланжа и содержат нижнедевонские органические остатки. Палеонтологически доказанные вулканические комплексы, охватывают стратиграфический интервал от эйфельского яруса среднего девона по фаменский ярус включительно. В девоне преобладают вулканиты основного состава, в фамене ассоциация с трахит- латитовым составом вулканитов от западной части зоны на восток сменяется породами шошонит — абсарокитовой серии с подчиненными им банатитами и латитами. Вулканические комплексы турнейского и серпуховского ярусов основного и 31 кислого состава являются рифтогенными. На уровне фаменского, турнейского и низов визейского ярусов во многих разрезах вулканиты отсутствуют и преобладают терригенные и карбонатные породы. Выше серпуховского яруса палеозойские вулканиты в разрезе отсутствуют. Наиболее ранние девонские вулканические комплексы в Магнитогорской мегазоне обнаружены на западном крыле. В полосе Восточно-Магнитогорской зоны разломов, Уйско-Новооренбургской шовной зоне, Амурской зоне, Гумбейской зоне располагаются падающие на запад пластины, сложенные в основном офиолитами, ордовикскими кремнисто-базальтовым комплексом, франскими кремнистыми породами и другими фрагментами осадочных и вулканогенных толщ Магнитогорской мегазоны. Эти комплексы имеют стратиграфические и фациальные аналоги в Западно-Магнитогорской зоне, что свидетельствует о синформном строении Магнитогорской мегазоны, подчеркивающемся веерообразным положением основных разломов и осей складок и распространением наиболее молодых каменноугольных отложений в центральной части структуры. Основодужные комплексы Магнитогорской мегазоны стратиграфически подстилаются офиолитами и имеют энсиматическую природу. О больших объемах мафит-ультрамафитовых комплексов в фундаменте зоны свидетельствует мощная положительная гравитационная аномалия. Кроме западного и восточного крыла мегазоны, офиолиты и основание островодужного разреза наблюдаются в ядре антиклинали во внутренней части мегазоны. На границе с Восточно-Уральской мегазоной описываются фрагменты разреза метаморфизованной толщи углистокремнистых сланцев, в которой были обнаружены конодонты среднего ордовика. Для пограничной структуры отмечаются также находки черных силурийских сланцев. Сближение блоков Магнитогорской мегазоны и расположенной восточнее Восточно-Уральской мегазоны произошло в раннем карбоне и означало закрытие бассейна между палеоструктурами этих мегазон и отмирание 32 Магнитогорской дуги. Смещения по Восточно-Магнитогорской зоне разломов происходили вплоть до позднего карбона. Магнитогорская мегазона имеет свое продолжение на юге — в ЗападноМугоджарской зоне, где описан разрез офиолитов, в котором наиболее отчетливо представлен комплекс параллельных долеритовых даек и ассоциирующие с ним базальты. Возраст базальтов оценивается как эйфельско-живетский. Разрез офиолитовой ассоциации стратиграфически запечатывается толщей франских известняков, которые наращиваются терригенно-карбонатной толщей фамена — нижнего карбона. В структуре примыкающего с востока Восточно-Мугоджарского массива описанные офиолиты слагают аллохтонные пластины. В Тагильской мегазоне, тектонически выклинивающейся на Среднем Урале, выделяются пять зон с запада на восток: 1) Сапатимская, 2) ЗападноТагильская, 3) Восточно-Тагильская, 4) Ревдинская, 5)Ивдельская. Все эти зоны сложены нижнесреднепалеозойскими и средневерхнепалеозойскими образованиями. В самой западной зоне — Салатимской — развиты терригенные отложения и вулканиты основного состава ордовикского возраста, слагающие серию тектонических пластин восточного падения, с зонами меланжа и серпентинизированными гипербазитами, в целом надвинутых к востоку и представляющими аккреционную призму Тагильской островодужной системы. Западно-Тагильская и Ревдинская зоны сложены ордовикскими и силурийскими образованиями энсиматической островной дуги — разнообразными основными и средними вулканитами — базальтами, андезитами, иногда дацитами, в основании разреза с офиолитами и комплексом параллельных даек. Верхнеордовикские толщи вмещают тела гипербазитов Платиноносного пояса Урала, а также плагиограниты и габбросиениты. Девонские образования, перекрывающие эти толщи, сложены осадочными и вулканогенными породами и в самых верхах разреза 33 углистокремнистыми сланцами. Нижнедевонские образования представляют собой уже комплексы Магнитогорской мегазоны, надвинутой в виде серии пластин на Тагильскую мегазону. Восточно-Тагильская зона сложена вулканогенными образованиями ордовика и силура и с востока ограничена офиолитовой сутурой, а в западной полосе в отдельных тектонических блоках развит комплекс параллельных даек. Вулканогенные толщи представлены базальт-дацит-риолитовыми формациями, прорываемые интрузивами габбро, диоритов и плагиогранитов. Все эти комплексы формировались в обстановке задугового моря между Тагильской островной дугой и Салдинско-Ангальским микроконтинентом. Ивдельская, или Центрально-Тагильская, зона сформирована на фундаменте ордовикско-силурийских отложений Западно- и ВосточноТагильской зон и сложена верхнесилурийскими и девонскими отложениями — вулканогенными толщами калиевых базальтов и трахитов, фациально замещающимися карбонатными породами Североуральского бокситоносного района. Выше по разрезу залегают вулканогенно-осадочные девонские отложения. На западе — мелководные терригенно- карбонатные, а на востоке — вулканокластические и терригенно- карбонатные. И все они прорываются разнообразными интрузивами габбро- сиенитов, габбро-долеритов и гранитов позднего силура — девона. Таким образом, Тагильская мегазона обладает сложным блоковым строением и ее западное крыло имеет восточное падение, а восточное, наоборот, запрокинуто на запад; в то время как центральная часть мегазоны (Ивдельская зона) обладает относительно спокойным залеганием. Восточно-Уральская мегазона резко отличается от Магнитогорской и Тагильской прежде всего наличием древнего фундамента, тектонически перекрытого сложенными офиолитами и раннедокембрийского аллохтонными вулканитами пластинами, островодужного типа 34 нижнесреднепалеозойского возраста, в основании которых местами залегают осадочно-вулканогенные породы среднего ордовика — среднего девона, представляющие собой чехол докембрийского кристаллического фундамента. Последний сложен гнейсами, амфиболитами, кварцитами и сланцами и обнажается в Мугоджарах, на южном окончании Урала, а севернее вскрывается в ядрах гранитогнейсовых палеозойских куполов. Все эти толщи прорваны многочисленными гранитными интрузивами двух генераций: 1) позднедевонской — раннекаменноугольной известково-щелочной гранитгранодиоритовой и 2) позднекаменноугольной — пермской коллизионной щелочно-гранитоидной. Более нижнесреднекаменноугольные молодые, мелководные терригенно-карбонатные морские отложения (неоавтохтон), перекрывают более древние образования. Зауральская зона располагается восточнее и сложена метаморфическими комплексами докембрия, рифтогенно-вулканогенными толщами нижнего кембрия и ордовика и терригенно-карбонатными отложениями чехла вплоть до нижнего карбона. Офиолиты и энсиматические островодужные образования ордовикского возраста развиты в узкой и протяженной Денисовской зоне, по существу офиолитовой сутуре с серпентинитовым меланжем, которая отделяет Зауральскую зону от Казахстане-Киргизского микроконтинента. На эту полосу сочленения разных сутур наложен Валеръяновский вулканический пояс каменноугольного возраста, прослеживающийся под чехлом мезозойских и кайнозойских отложений далеко на юг и сливающийся с Белътау-Кураминским вулканическим поясом Тянь-Шаня. 35 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ УРАЛЬСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ СИСТЕМЫ Уральские горы являются важнейшей горнопромышленной базой России. Именно здесь еще в XVIII в. возникла русская металлургия. Большая часть полезных ископаемых Урала магматогенного происхождения, и месторождения их приурочены к зоне Восточного склона, насыщенной эффузивами и интрузивами. Важное значение имеют месторождения каустобиолитов и солей, связанных с Предуральским краевым прогибом. Другие месторождения полезных ископаемых экзогенного генезиса имеются и в зоне Западного склона. Минерагения последовательно сформированных геологическихкомплексов и формаций Урала весьма разнообразна. Отмечу лишь главные рудовмещающие и рудоносные формации и связанные с ними полезные ископаемые. Дунит-гарцбургитовая формация вмещает месторождения хромитов, силикатного никеля (в мезозойских корах выветривания по ультрамафитам), золота, хризотил-асбеста, ряда цветных камней (изумруд, демантоид, жадеит, нефрит) и др. С вулканическими комплексами океанической и, главным образом, островодужной стадии развития Урала связаны месторождения меди и цинка, составляющие основу уральской и российской сырьевых баз этих металлов. С глубокометаморфизованными комплексами Урало-Тобольского поднятия ассоциируют месторождения антофиллит-асбеста, абразивного корунда, изумруда и других полезных ископаемых. Минерагения гранитоидов Урала весьма широка: с лейкограниты зон коллизии специализированы на бериллий; с тоналит-диоритовыми комплексами активных континентальных окраин раннего карбона генетически связаны месторождения золота и т.д. 36 Осадочные комплексы рифея Башкирского антиклинория вмещают месторождения железных сидеритовых руд и магнезитов. Железо. На Урале сосредоточено больше сотни разнообразных железорудных месторождений. С мощной толщей рифейских отложений Башкирского анти- клинория связаны известные осадочные месторождения — Бакальское, Зигазино- Комаровское, Авзянское, Инзерское и другие, представленные залежами сидеритовых, магнетитовых руд и бурых железняков. Знаменитые скарновые месторождения гор Магнитной, Высокой и Благодати приурочены к контактовым зонам интрузий сиенитов, диоритов и гранодиоритов, прорывающих известняки нижнего карбона. На Южном Урале распространены природно-легированные железные руды, содержащие примеси хрома и никеля и образовавшиеся в коре выветривания ультраосновных массивов. На Среднем Урале в габбро-перидотитовых интрузиях находятся многочисленные месторождения титаномагнетитовых руд, в которых в большом количестве содержится железо, например Качканарская группа месторождений, Первоуральское, Кусинское и др. Все эти железорудные месторождения составляют основу черной металлургии Урала. Известные магматогенные и экзогенные месторождения хрома, никеля, кобальта, платины, асбеста, талька, алмазов связаны с поясами ультраосновных пород — дунит-гарцбургитовой и дунит-пироксен-габбровой формацией. Хром. В зоне Восточного склона Урала протягивается крупнейший пояс хромитовых месторождений (25 районов), приуроченный к цепочке массивов ультраосновного состава. Хромитовые руды в виде пластообразных тел находятся в дунитах, перидотитах, пироксенитах и других породах. Особенно известны крупнейшие месторождения хромитовых руд в Кемпирсайском (Донская группа месторождений) и Сарановском районах. 37 Платина. Месторождения платины, осмия и иридия связаны с хромитовыми рудами в ультраосновных массивах. Добыча производится главным образом в россыпных месторождениях. Никель и кобальт. Крупные месторождения силикатных никелькобальтовых руд связаны с продуктами выветривания ультраосновных пород и находятся преимущественно на Южном Урале (Актюбинские, ОрскоХалиловские), но встречаются также и на Среднем Урале (Уфалейская группа). Асбест и тальк. Месторождения асбеста и гидротермальной переработкой талька серпентинизированных связаны с массивов гипербазитов и представлены линзами и жильными телами разной формы. Крупнейшие залежи асбеста имеются на Бзженовском и Алапаевском месторождениях, а тальк — в Шабровском. Россыпи алмазов на Урале генетически также связаны с гипербазитовыми телами. Медь. На Южном и Среднем Урале располагаются сотни месторождений меди, образующие меденосный пояс длиной почти в 1 000 км. Большая часть месторождений представлена медноколчеданными рудами, связанными с контрастной базальт-липаритовой и андезитовой эффузивными формациями девонского возраста, но имеются и скарновые месторождения. Медноколчеданные — золото, полиметаллические месторождения восточной части Магнитогорского синкли- нория — имеют более широкий возрастной диапазон вплоть до позднего палеозоя. Кроме меди из колчеданных руд извлекают цинк, серебро, золото, кадмий, мышьяк, кобальт, висмут и другие полезные ископаемые. К наиболее известным месторождениям относятся Блявинское, Учаликское, Сибайское, Ганское, Карабашское, Турьинское и др. Золото. Месторождения золота разрабатываются на Урале еще с XVIII в. Они приурочены к кварцевым жилам в гранитоидных интрузиях 38 палеозойского возраста. Кроме коренных месторождений разрабатываются и россыпные. К наиболее известным золоторудным месторождениям относятся Березовское, Кочкарское и др. На Урале, кроме уже упоминавшихся месторождений полезных ископаемых экзогенного происхождения, широко распространены месторождения бокситов, марганца, магнезита, барита, огнеупорных глин, калийных и каменных солей, каменных и бурых углей. Алюминий. Бокситовые пластовые залежи сосредоточены в зоне Восточного склона Северного Урала и связаны с нижне- и среднедевонскими карбонатными породами. Наибольшей известностью пользуется группа месторождений «Красная Шапочка». В других местах находятся менее крупные месторождения бокситов, приуроченные к палеозойским и мезозойским отложениям. Марганец. Осадочные морские месторождения пластовых пиролюзитпсиломелановых руд палеогенового возраста (в чехле Западно-Сибирской плиты) находятся на Северном Урале, на его восточном склоне (Полуночное). Меньшую роль играют месторождения марганца в девонских и нижнекаменноугольных отложениях Северного и Южного Урала. Уголь. Залежи каменных и бурых углей распространены по всему Уралу и приурочены к палеозойским и мезозойским отложениям. В Кизеловском районе, расположенном на западном склоне Северного Урала, в нижнекаменноугольных отложениях известно несколько мощных пластов каменного угля, добывающегося здесь с XVIII в. На восточном склоне Урала в таких же по возрасту отложениях находятся Полтаво-Бреди некое и Егоршинское месторождения антрацитов. С триасовыми и частично с юрскими отложениями связаны крупные месторождения Челябинского бассейна, в котором мощность угленосных отложений превышает 2 км, а сами они залегают в грабенообразных впадинах. 39 Южно-Уральский буроугольный бассейн находится в пределах Оренбургской области, где мощные (более 100 м) пласты угля приурочены к палеогеновым отложениям. В Предуральском краевом прогибе находится крупный Воркутинский угольный бассейн пермского возраста. Соль. В Предуральском краевом прогибе находится крупное месторождение калийных, а также магниевых солей (Соликамское), приуроченное к отложениям кунгурского яруса нижней перми. В Оренбургском Приуралье с этими же отложениями связаны месторождения каменной соли. Нефть. Месторождения нефти и газа связаны с нижнепермскими рифовыми массивами, расположенными на границе платформы и краевого прогиба. Магнезит. Крупные залежи пластовых магнезитов известны в доломитах рифейского возраста в Башкирском антиклинории (Саткинское, КатавИвановское месторождения). Большое значение играют знаменитые Уральские месторождения строительного камня и самоцветов. 40 БАЙКАЛЬСКАЯ РИФТОВАЯ СИСТЕМА Байкальская рифтовая система состоит из большого количества разломов и депрессий, занимающих наиболее возвышенную часть нагорий Восточной Сибири. Эта рифтовая система принадлежит семейству кайнозойских континентальных рифтов, представленных в Центральной Европе, Восточной Африке, Северной Америке и Азии. Все рифты связаны с механизмом растяжения литосферы, которое может быть вызвано как местными, так и внешними геодинамическими силами. Байкальский рифт отличается от других развитием во внутренней части большого континента на большом расстоянии (2 000-2 500 км) от главных фронтов столкновения Тихоокеанской плиты и Индостанского субконтинента с Евразией. Нет каких-либо структурных связей между растяжением литосферы, которое вызывает рифтинг во Внутренней Азии, а именно в Байкальском рифте, с главными зонами столкновения. Байкальский рифт — вероятно, уникальное внутриплигное явление с геодинамической и тектонической точки зрения, сформированное главным образом местным источником энергии. Раскрытие Байкальского рифта началось прежде всего на стыке двух главных литосферных мезоплит Восточной Сибири, которые имеют контрастные термомеханические свойства, — докембрийский Сибирский кратон и смежный с ним Саяно-Байкальский складчатый пояс. Это именно то место, где началось самое раннее растяжение, которое со временем привело к формированию самой большой депрессии рифтовой системы и самого глубокого пресноводного водоема в мире — озера Байкал. 41 Структурное и геоморфологическое положение рифтовой зоны Общее структурное положение и развитие рифтовой зоны определяются ее связью с зоной сочленения главных структурных единиц Восточной Сибири, рис. 12. Центральный сегмент зоны, представленный Байкальской впадиной - самой крупной и самой древней в пределах системы, расположен непосредственно у края Сибирского кратона. Депрессия простирается примерно на 680 км (что составляет 1/3 полной длины рифтовой зоны). К западу и северо-востоку от Байкальской впадины рифтовые разломы и долины отклоняются от края кратона внутрь Саяно-Байкальского складчатого пояса, наследуя или пересекая структуры фундамента. И только на крайнем северовостоке рифтовая система подходит близко к кратону, рассекая область Алданского щита, где она представлена Чарской и Токкинской впадинами. Рис. 12. Общее структурное положение Байкальского рифта: 1 — осадочное наполнение впадин; 2 — главные разломы; 3 — вулканическиетполя; 4 — вулканические конусы; 5 — 1 500-метровая изолиния мел-палеогеновой поверхности выравнивания; 6 — контур Сибирской платформы; 7 — микроконтиненты: А) Муйский, В) ТуваМонгольский; 8 — Болнайский сдвиг. Номера в кружках — рифтовые впадины: 1 — Бусингольская, 2 — Дархатская, 3 — Хубсугульская, 4 — Тункинская, 5 — 42 Южнобайкальская, 6 — Северобайкальская, 7 — Баргузинская, 8 — Верхнеангарская, 9 — Ципинская, 10 — Баунтовская, 11 — Муйская, 12 — Чарская, 13 — Токкинская (4) На юго-западе, в Монголии, единый рифтовый "ствол", объединяющий впадину Южного Байкала и Тункинскую долину, разветвляется на три впадины: Бусингольскую, Дархатскую и Хубсугульскую, при этом субширотная рифтовая структура резко меняется на субмеридиональную. Естественным ограничением разрастания рифтовых разломов и долин к югу, вероятно, является крупный Болнайский сдвиг, который был активизирован сильным Таннуольским землетрясением (M=8.2) в 1905 г., приведшим к левостороннему смещению на протяжении 307 км с горизонтальным смещением до 10 м. Типичные рифтовые долины не найдены южнее Болнайского сдвига. Следовательно, Байкальская рифтовая зона является полностью внутриконтинентальной и не имеет очевидных связей с океаническими рифтовыми структурами. Местоположение Байкальского рифта в первую очередь определяется макрогетерогенностью (кратон-подвижной пояс) фундамента. Рифтовые структуры северо-восточного фланга местами демонстрируют независимость от древней структуры фундамента, пересекая его в зоне Муйского "микроконтинента" и вторгаясь в западный фланг архейского Алданского щита. Эта локальная независимость Байкальского рифта от структурной основы фундамента определяется несовпадениями между генеральным северо-западным вектором растяжения литосферы, контролирующим развитие Байкальского рифта в кайнозое, и ориентировкой отдельных структурных элементов Саяно-Байкальского складчатого пояса. Особенно ярко это проявляется на северо-восточной оконечности рифтовой зоны, где ее разломы и впадины вторгаются в край Алданского щита и она затухает. Байкальская система рифтовых разломов и депрессий занимает СаяноБайкальское сводовое поднятие (максимальная высота 3000-3500 м над 43 уровнем моря), являющееся гипсометрически самой высокой частью восточносибирских нагорий. 1500-метровая изогипса мел-палеогеновой поверхности выравнивания хорошо очерчивает Саяно-Байкальское сводовое поднятие (рис. 12), амплитуда которого достигает 1500-2000 м выше начального положения эрозионной поверхности в позднем мелу-раннем палеогене. Сводовое поднятие представляет собой совокупность горных цепей и высокогорных плато, окружающих рифтовые долины, заполненные континентальными отложениями палеогена, неогена и четвертичного периода. Оно состоит из двух кульминаций, разделенных гипсометрической седловиной в районе Южного Байкала, к которой приурочена дельта реки Селенги - главного притока озера, обеспечивающего более 50% его водного питания. Этот факт указывает на первичный характер Селенгинской седловины, возникшей в результате отставания в воздымании из-за более низкой скорости вертикальных движений по сравнению с фланговыми частями рифтовой зоны, поднятыми до высоты 3000-3500 м (западная кульминация) и до 2600-3000 м (северо-восточная кульминация). Байкальская рифтовая система включает 13 крупных более или менее параллельных впадин, отделенных друг от друга протяженными высокогорными хребтами и невысокими поперечными или диагональными перемычками. Впадина озера Байкал состоит из двух эшелонированных депрессий Южного и Северного Байкала протяженностью 450 и 390 км соответственно. Они разделены диагонально простирающимся подводным Академическим хребтом, являющимся северо-восточным продолжением блока острова Ольхон (рис. 13). Впадина Южного Байкала в свою очередь разделена на два суббассейна поднятием дна на траверсе дельты реки Селенги - устья реки Бугульдейки, где глубина озера уменьшается до 350-400 м, контрастируя с прилегающими частями к юго-западу (1416 м) и северо-востоку (1637 м). В отличие от 44 Ольхон-Академической перемычки, Селенгино-Бугульдейская перемычка сформирована главным образом аккумуляцией осадков от обеих рек на противоположных сторонах Южно-Байкальской депрессии. Рис. 13. Батиметрия озера Байкал. Изобаты через 200 м, дополни¬ тельные изобаты (пунктир) через 100 м. AR — Академический хре¬ бет, HN — полуостров Святой Hoc, OI — остров Ольхой, SBL — Селенгино-Бугульдейская перемычка, UA — Ушканий архипелаг (4) 45 Главная роль в формировании Селенгино-Бугульдейской перемычки принадлежит отложениям реки Селенги, бассейн которой охватывает более 70% Байкальского водозабора. Дельта Селенги является одной из самых крупных, формирующихся в континентальной обстановке. Перемычка пересечена разломами преимущественно северо-восточно-юго-западной ориентировки, по которым отдельные блоки были существенно подняты. Поэтому морфология и структура этой перемычки определяются комбинацией очень быстрого накопления осадков, принесенных рекой Селенгой, и эпизодических движений отдельных блоков кристаллического фундамента, формирующих тектонические "ядра" местных поднятий. Таким образом, по морфологии, структуре и происхождению Селенгино-Бугульдейская перемычка контрастно отличается от главной диагональной перемычки Ольхон-Академического хребта и делит Южно-Байкальскую впадину на две почти равные части (рис. 12). Более логично рассматривать Южно-Байкальский бассейн как единую структурную единицу, разделенную в средней части осадочно-тектонической перемычкой с очень мощным (8000-10000 м) осадочным покровом, под которым имеются разломы фундамента различной ориентировки, включая активные в настоящее время, что подтверждается сильными землетрясениями прошлого и настоящего столетий. Другие 11 рифтовых впадин имеют длину от 70 до 190 км и ширину от 25 до 40 км. Кроме 13 крупных рифтовых впадин, существует множество узких приразломных депрессий, которые со временем могут превратиться в крупные рифтовые долины. Мощность осадочного выполнения в большинстве рифтовых впадин находится в диапазоне 500-2500 м, максимальная мощность 8000-10000 м была недавно зарегистрирована в Южно-Байкальской впадине сейсмическими данными. Поисковым бурением на нефть и газ в дельте реки Селенга в 1950-х годах пройдено 3100 м отложений, которые не достигли кристаллического фундамента и были остановлены в эоцен46 раннеолигоценовых отложениях. Это позволяет предполагать наличие в нижней части разреза палеоценовых или даже верхнемеловых отложений. Разломы Рифтовые впадины ограничены с одной или обеих сторон крутыми сбросовыми уступами высотой до 1500-2000 м. Поперечный профиль большинства депрессий асимметричен, их северные и северо-западные ("близплатформенные") противоположные. склоны более Кристаллическое высокие основание и крутые, впадин, чем перекрытое отложениями, рассечено мелкими разломами. В целом, морфологическая и структурная асимметрия депрессий определяется тем, что их северные и северо-западные борта сформированы крупными, преимущественно сбросовыми, разломами, а юго-восточные - относительно плавными изгибами фундамента с незначительными (десятки - первые сотни метров) разрывными смещениями. Ключ к асимметрии следует искать в перемещении Забайкальской плиты от Сибирского кратона к югу-юго-востоку. Разломы различной морфологии и возраста (от докембрийских до кайнозойских) играют ключевую роль в рифтовой зоне и демонстрируют критическую важность хрупкого разрушения верхней коры в процессе рифтогенеза. Строго говоря, Байкальская рифтовая зона может рассматриваться как комплексная межплитная граница начального спрединга и деструкции литосферы в Восточной Сибири. Трудно предсказать, насколько далеко этот процесс разовьется в будущем и приведет ли он к полной замене древней континентальной литосферы новой океанической, как в случае с рифтом Красного моря, или рифтогенез прекратится в континентальных условиях. 47 Осадочное наполнение Осадочное наполнение рифтовых впадин разделяется на верхнюю и нижнюю части, отличающиеся по литологическому и фациальному составу, соответствующие двум эволюционным стадиям. Нижняя часть разреза включает палеоценовые, эоценовые, олигоценовые и миоценовые отложения, представленные песчаниками, алевролитами, аргиллитами и глинами с редкими прослоями бурого угля, диатомитов и мергелей. Главная особенность нижнего комплекса - преобладание мелкозернистых осадков. Линзы конгломератов и гравелитов чрезвычайно редки и связаны с участками впадания рек. Литологически и генетически отложения нижнего этажа представляют смесь озерных, болотных и речных осадков, накопленных в условиях субтропического (палеоцен-эоцен) до умеренно теплого (олигоцен, миоцен) климата. Особенности состава и строения нижней толщи указывают на умеренный характер тектонических движений в течение около 40-50 млн лет с опережающим погружением рифтовых долин относительно их плечей, которые воздымались не более чем на 500-700 м. Мощность отложений нижнего этажа варьирует от 1500-2000 м до 7000-8000 м в Южно-Байкальской впадине. Верхняя часть разреза, включающая плиоценовые и четвертичные отложения, отличается преобладанием грубообломочных осадков, фациальный состав которых отражает современную морфологию рельефа. В краевых частях депрессий верхняя толща сложена песчаными гравийниками, галечниками, валунниками, конгломератами и фангломератами речного, ледниково-речного, пролювиального и гравитационного генезиса. У подножий горных хребтов встречаются плейстоценовые морены. В краевых частях впадин верхняя толща залегает с резким угловым несогласием на нижней, что указывает на значительное увеличение темпа вертикальных 48 движений около 6-5 млн лет назад. Тогда рифтовые долины приобрели близкие к современным очертания, а окружающие их поднятия альпинотипные черты рельефа. Активные тектонические движения продолжаются и в настоящее время, о чем свидетельствует интенсивная сейсмичность территории рифтовой зоны. Состав и возраст осадочного наполнения рифтовых впадин указывают на две стадии развития Байкальской рифтовой зоны. На ранней стадии, длившейся не менее 40-50 млн лет, имел место "медленный рифтинг" при низкой степени растяжения литосферы. Тектонические движения были умеренными, а воздымание плечей рифта - незначительным, не более 500-700 м. В конце миоцена темп тектонических движений и растяжения литосферы резко увеличился в связи с началом "быстрого рифтинга", продолжающегося до настоящего времени. На этой стадии некомпенсируемое погружение Байкальской впадины достигло максимума и привело к формированию самого глубокого в мире резервуара пресной воды. Мощность плиоцен-четвертичных отложений во впадинах вне Байкала достигает 1000-1500 м. Скорость поднятия смежных плечей рифтовых долин стала сопоставима со скоростью опускания впадин. Скорость аккумуляции осадков во впадинах увеличилась в 5-10 раз по сравнению с предыдущей стадией. Таким образом, все параметры осадочного выполнения указывают на резкий контраст в скорости тектонических движений и деструкции литосферы между двумя стадиями эволюции Байкальского рифта. Глубинная структура. Телесейсмическая томография мантии под Байкальским рифтом, выполненная в 1991-1993 гг. российско-американской группой специалистов Института земной коры СО РАН (Иркутск), Калифорнийского (ЛосАнджелес) и Висконсинского (Мэдисон) университетов (рис. 14), подтвердила 49 существование астеносферного диапира и запаздывание P-волн на 1.1 секунды в этой области. Когда астеносферный материал достиг поверхности Мохо, восходящее движение должно было прекратиться, поскольку плотность этого материала значительно превышала плотность коры. С этого момента (около 56 млн лет назад) появилась возможность для бокового перемещения вещества астеносферы к юго-востоку от мощной и холодной литосферы Сибирского кратона. Рис. 14. Телесейсмическая томография мантии Байкальского рифта. Толстый пунктир — кровля астеносферного выступа (4) Латеральная миграция материала астеносферы усилила растяжение коры и темп тектонических движений по разломам, способствуя углублению рифтовых впадин. Юго-восточное перемещение материала астеносферы является, вероятно, главной причиной структурной асимметрии рифтовых долин. Другой возможной причиной может быть наследование докембрийских и раннепалеозойских надвиговых зон, возникших при взаимодействии СаяноБайкальского подвижного пояса и Сибирского кратона, нормальными сбросами и сдвигами кайнозойского рифтогенеза. Вероятно, свою роль сыграли и приспособление глубинного кайнозойского механизма к краю 50 Сибирской платформы, и наследование древних разрывных структур коллизии молодыми разломами. Вулканическая деятельность, сосредоточенная главным образом к югу и юго-востоку от рифтовых структур (за исключением западной части рифтовой зоны), также указывает на глубинное перемещение материала астеносферы от Сибирского кратона, что представлено в упрощенной форме на модели (рис. 15). Рис. 15. Упрощенная модель глубинной структуры центральной части Байкальского рифта: 1 — осадочная толща; 2 — земная кора; 3 — астеносфера; 4 — литосферная верхняя мантия; 5 — основные и ультраосновные трещинные интрузии; 6 — разломы; 7 — направление миграции материала астеносферы. (4) 51 СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС Средиземноморский складчатый пояс пересекает территорию Северной Евразии в широтном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отделяя южную группу древних платформ (Африка, Аравия, Индия), до середины юры составлявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Восточно - Европейской, Сибирской, Таримской, Китайско-Корейской платформ. Внутреннее строение любого из складчатых поясов, в том числе и Средиземноморского отличается большой сложностью, поскольку представляет собой коллаж разнородных разноориентированных структурных элементов (обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий и т.п.), совмещенных в современной орогенической структуре. Средиземноморский пояс является представителем молодых складчатый сооружений. Основная часть его структуры формировалась в мезозойско-кайнозойское время и связана с историей развития и закрытия мезозойского океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Доказательством океанского происхождения является присутствие в современной структуре многочисленных выходов офиолитов реликтов океанской коры, маркирующих швы столкновения различных блоков. Выделяются несколько возрастных групп поясов столкновения: поздне-палеозойский - Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский (триасюра) - Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой Центральный Памир, Малый Кавказ, палеоген-неогеновый - Карпаты. Образование Тетиса сопровождалось деструкцией и раздроблением континентальных масс, поэтому среди складчатых структур пояса можно различить комплексы пород, сформировавшиеся на обеих окраинах океана Гондванской и Евразийской. Внутри пояса располагаются многочисленные древние блоки - микроконтиненты, представляющие собой отторженцы фундамента, которые включены в покровно-складчатые структуры палеозоя. К их числу относятся палеозойские структуры Передового и Главного хребта 52 Большого Кавказа, Дзирульский массив Грузии, Нахичеваньский блок Малого Кавказа, палеозоиды Северного Памира, Гиндукуша, Юго-Западного Памира. Среди этих блоков выделяются два типа: блоки Евразийского происхождения, различного генезиса, испытавшие складчатость в позднем палеозое и блоки Гондванского происхождения, преимущественно карбонатные (Нахичевань, Южный Памир). Мезозойские и кайнозойские комплексы, формировавшиеся на окраине Гондваны имеют, в основном, карбонатно-осадочный тип разреза (Внешний Загрос, Тавр), характерный для аридного климата. Их образование происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Евразийские блоки сложены, в основном, островодужными комплексами (Большой и Малый Кавказ) и юрскими угленосными формациями (Иран). Их формирование происходило в условиях гумидного климата. Южная граница пояса проходит по фронту надвигов вдоль Загроса и Гималаев. Перед фронтом надвигов залегают мощные толщи платформенных осадочных отложений, начиная с позднего кембрия и до кайнозоя. Эти толщи представляют собой бывшую пассивную окраину Гондваны. Перемещение покровов на осадки пассивной окраины началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием предгорных краевых прогибов, заполненных молассами. Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире, а также по краевым прогибам на границе с ВосточноЕвропейской платформой. История формирования Средиземноморского пояса весьма сложная. Его заложение началось еще в позднем палеозое, когда южное обрамление Восточно-Европейской платформы испытало герцинский орогенез (в это время, например, был сформирован фундамент Скифской плиты). Начало мезозоя (T-J1) характеризует относительно тектонически спокойную стадию, близкую к платформенной (это время формирования осадочного чехла Скифской и Туранской плит). Повторный рифтинг и спрединг в середине 53 мезозоя (J2-K) привел к резкой активизации тектонических процессов и в конечном счете дал начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу. Горный Крым представляет собой складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Чёрного моря. В центральной части обнажаются триасовые и юрские отложения, на север возраст отложений постепенно омолаживается до неогена. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии (триаснижняя юра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в который включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские вулканиты - базальты, андезитобазальты, шошониты. Лавы отделены от флиша несогласием и ассоциируют с кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. Излияния происходили как в наземной, так и подводной обстановке. Вулканиты принадлежат известковощелочной серии островодужного типа. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими карбонатными отложениями. Юра согласна перекрыта меловыми и палеогеновыми существенно карбонатными мелководными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла собой шельфовую окраину Южной Европы. 54 Рис. 16. Тектоническая схема Горного Крыма: 1 — платформенный чехол Скифской плиты; 2—5 — структуры Горного Крыма: 2 — Лозовская зона смятия; 3—5 — ГорноКрымская структурная зона: 3 — нижняя триасово-среднеюрская единица преимущественно таврическая серия), 4 — средняя единица, сложенная средневерхнеюрскими образованиями (а — стратифицированные отложения эскиординской, карадагской и судакской серий, б — среднеюрские интрузивы), 5 — верхняя единица, представленная титонско-нижнеберриасской яйлинской серией; 6 — подошва платформенного чехла; 7 — субвертикальные взрезы, взбросы, сбросы и сдвиги; 8 — адвиги и покровы; 9 — граница распространения горно-крымского структурного комплекса под платформенным чехлом (5) Кавказ. Современная структура Кавказа сформировалась в миоцене. Орографически и геологически здесь выделяются поднятия Большого и Малого Кавказа, разделенные Рионской и Куринской впадинами. Большой Кавказ представляет собой серию чешуй разновозрастных пород. Он имеет ярко выраженную антиклинорную форму. Ядро Большого Кавказа сложено докембрийскими и палеозойскими толщами. В этом районе на поверхность выведен фундамент Скифской плиты. Среди выходов древних толщ намечаются две полосы, отвечающие Передовому и Главному хребтам. Для первого наиболее примечательны палеозойские офиолиты и островодужные комплексы, слагающие сильно сжатую структуру, безусловно соответствующую шовной зоне (сшивающей образования Макерского микроконтинента и континентальный фундамент Евразии). В девоне и раннем 55 карбоне Передового хребта широко развиты олистостромы. Выше следуют континентальные, в том числе угленосные отложения среднего-позднего карбона и красноцветные терригенные толщи перми. К верхнему карбону и перми приурочен также известково-щелочной вулканизм. В строение полосы Главного хребта участвуют докембрийские метаморфические комплексы, которые соспоставляются с фундаментом Макерского микроконтинента. Породы фундамента прорваны плагиогранитами раннекарбонового возраста и с несогласием перекрыты позднепалеозойскими морскими отложениями. Наибольшей площади на Большом Кавказе занимают юрские и меловые толщи. Для нижне-среднеюрских отложений обычно подчеркивается две характерные черты: во-первых они состоят в основном из глинистых сланцев и, во-вторых включают большое количество лав. Наиболее древние из них имеют ярко выраженный известково-щелочной состав и представлены базальт-андезит-дацитовой серией. Их формирование связывают с функционированием Большекавказской островной дуги. Территориально эти острводужные вулканиты развиты в пределах Главном хребта и в его обрамлении. В центральной части Большого Кавказа широко развиты базальты свиты Гойхт и ее аналогов ранне-среднеюрского возраста. Они имеют толеитовую специализацию и по многим характеристикам отвечают базальтам СОХ. Очевидно, что эти породы отмечают условия растяжения, при которых, вероятно, произошло образование Большекавказского осадочного бассейна. Позднеюрские и меловые отложения представляют собой непрерывный осадочный разрез сформированный в его пределах и наиболее широко развиты в пределах Больщого Кавказа В составе разреза присутствуют глинистые толщи, отложения флиша, мергилистые осадки, маломощные кремнистые слои. Верхнемеловые и палеогеновые терригенные отложения флишегового строения распространены преимущественно по периферии антиклинория Большого Кавказа. Терригенный материал для формирования флишевых толщ мела и палеогена поступал с поднятий, окружавших Большекавказский бассейн с юга и севера. 56 Рис 17. Тектоническая схема Северного Кавказа (5) Следующая структурная единица Кавказа - Закавказский кратонный террейн. Его фундамент обнажается в нескольких массивах, наиболее крупным из которых является Дзирульский. Контуры Закавказского террейна можно наметить лишь приблизительно, поскольку большая его часть перекрыта отложениями Куринской и Рионской впадин. Южная его граница совпадает с Севано-Акеринской офиолитовой зоной, представляющей собой шов по которому спаяны Закавказский и расположденный южнее Нахичеванский блок. Фундамент Закавказского массива имеет сложное и до конца не расшифрованное строение. В нем присутствуют породы метаморфизованные в амфиболитовой фации, зеленые сланцы, возникшие главным образом по основным эффузивам, встречаются мрамора и тела серпентинитов. Эти отложения несогласно перекрыты каменноугольными обломочными и угленосными толщами и прорваны гранитами. Нахичеванский блок также имеет древнее метаморфическое основание. Палеозойский разрез, перекрывающий метаморфиты выполнен исключительно осадочными породами с преобладанием известняков. Пермские отложения представлены 57 типичными для южной окраины Тетиса водорослевыми и фораминиферовыми известняками. Этот блок рассматривают в качестве миогеоклинального террейна Гондванского происхождения. Одним из наиболее принципиальных структурных элементов является Малокавказская вулканическая дуга. Она располагается в основном на цоколе Закавказского массива. Формирование дуги охватывает интервал от юры до позднего мела, до времени столкновения с Нахичеванским блоком. Комплексы слагающие Малый Кавказ имеют типичный для островной дуги состав. Они представлены дифференцированной базальт-андезит-дацитриолитовой серией. Причем на юге преобладают примитивные островодужные вулканиты ассоциирующие с относительно глубоководными глинистыми сланцами и известняками, а на севере часто проявляются более щелочные лавы в ассоциации с более мелководными вулканогеннообломочными серями, что указывает на растяжение в тылу дуги и наличие окраинного моря, заполнявшегося терригенными породами. При такой интерпретации становится понятно, что современная структура Большого Кавказа образована на месте обширного морского бассейна, который возник в результате растяжения в ранней-средней юре и заполнялся обломочными толщами вплоть до раннего миоцена. Этот бассейн появился в тылу Малокавказской островной дуги и представлял собой типичное окраинное море. После коллизии Нахичеванского блока с Малокавказской островной дугой вся область Малого Кавказа, включая Закавказский массив и Нахичеванский блок была занята новой вулканической дугой - АджароТриалетской. Максимум вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему вулканическому поясу прошли деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Новый этап вулканической деятельности относится к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии. 58 ТИХООКЕАНСКИЙ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЙ ПОЯС Тихоокеанский складчатый пояс является самым протяженным и самым молодым на Земле. Он обрамляет с запада и востока акваторий Тихогоокеана. Его длина по меридиану составляет около 40 тыс. км. Начало формирования этого пояса относится к мезозою. На территории России к структурам Тихоокеанского пояса относятся горно-складчатые сооружения прилегающими островными ее Северо-Востока дугами, и глубоководными Востока с желобами и внутренними морями. Географически – это хребты Верхоянский, Сетте-Дабан, Черского с абсолютными отметками до 3,5 км, бассейны рек Яна, Индигирка, Колыма (северо-восток Сибири); Корякское нагорье, хребты Чукотский, СихотэАлинь с абсолютными отметками до 3 тыс. м, бассейн нижнего течения р. Амур (Дальний Восток), п-ов Камчатка, о-в Сахалин, Курильские и Командорские острова, акватории Берингова, Охотского и Японского морей. Западным ограничением Тихоокеанского пояса на территории России являются Сибирская платформа и структуры Урало-Монгольского пояса. В составе Тихоокеанского пояса выделяются мезозойские, кайнозойские складчатые области и современная геосинклиналь. В состав Тихоокеанского пояса на территории России входят: Верхоянско-Чукотская, Тайгоносско-Корякская, Сихотэ-Алиньская области мезозойской складчатости, Олюторско-Камчатская и Хоккайдо- Сахалинская области кайнозойской складчатости, Курильская современная геосинклиналь. Схема тектонического районирования Тихоокеанского пояса на территории России показана на рис 18. 59 Рис.18. Схема тектонического районирования Тихоокеанского пояса в пределах территории России. Структуры обрамления: 1 – Сибирскаяплатформа; 2 – Урало-Монгольский пояс; 3 – Тихий океан. Структуры Тихоокеанского пояса: 4 – Верхоянско-Чукотская область раннемезозойской складчатости (ЯК – Яно-Колымская система, АЧ – Анюйско-Чукотская система); 5 – срединные массивы; 6 – области позднемезозойской складчатости (ТК – Тайгоносско-Корякская, СА – СихотэАлиньская); 7 – Охотско-Чукотский вулкано-интрузивный пояс; 8 – области кайнозойской складчатости (ОК – Олюторско-Камчатская, ХС – ХоккайдоСахалинская); 9 – глубоководные желоба; 10 – глубоководные впадины окраинных морей Верхоянско-Чукотская область мезозойской складчатости (5) Географически – это хребты Верхоянский, Черского, Сетте-Дабан, горы Чукотки с абсолютными отметками до 3 100 м, бассейны рек Яна, Индигирка, Колыма, Анадырь, Омолон. На западе и юго-западе Верхоянско-Чукотская область граничит со структурами Сибирской платформы, на востоке – с более молодыми 60 складчатыми областями Тихоокеанского пояса и акваториями прилегающих морей, на севере – продолжается на шельфе Северного Ледовитого океана. Геологическое строение В геологическом строении Верхоянско-Чукотской области принимают участие образования, формировавшиеся в диапазоне от архея до кайнозоя включительно. Они образуют несколько структурных этажей и комплексов. Комплекс основания. Образования, слагающие комплекс основания, представлены, в основном, в срединных массивах, наиболее крупными из которых являются Колымский и Омолонский. Иногда оба этих массива рассматриваются в качестве единого Колымско-Омолонского массива, вокруг которого развиты более молодые комплексы. Этот срединный массив разделяет Верхоянско-Чукотскую область на Яно-Колымскую (с запада) и Анюйско-Чукотскую (с востока) системы. Различия между этими системами относятся, главным образом, к строению комплексу основания. В ЯноКолымской системе в составе комплекса основания отсутствует верхнепалеозойский структурный этаж, а в Анюйско-Чукотской системе этотструктурный этаж присутствует. В строении комплекса основания выделяются четыре структурных яруса, охватывающие общий стратиграфический интервал от архея до перми включительно. Архейско-нижнепротерозойский (AR-PR1) структурный этаж сложен гранат-биотитовыми, гиперстен-биотитовыми, амфиболовыми гнейсами, амфиболитами, пироксен-амфиболовыми, кварц-слюдяными, хлоритовыми кристаллическими сланцами, кварцитами, прорванными телами гранитов и пегматитов. Состав и возраст этих образований сопоставим с теми, которые слагают щиты Сибирской платформы. Верхнепротерозойский (PR2) структурный этаж отвечает рифею и венду. Он представлен почти 10-километровой толщей терригенных и карбонатных пород. 61 Нижне-среднепалеозойский (PZ1-2) структурный этаж включает осадочные и вулканогенные комплексы кембрия, ордовика, силура, девона и нижнего карбона. В одних районах весь этот интервал представлен однородными толщами известняков, доломитов, мергелей, глинистых сланцев, песчаников общей мощностью 10-12 км. В других районах на уровне ордовика и девона развиты туфы базальтов, чередующиеся с кремнистыми сланцами; в ряде мест девонские и раннекаменноугольные образования представлены базальтами, спилитами, андезитами, риолитами. Верхнепалеозойский (PZ3) структурный этаж, соответствующий нижнему-среднему карбону и перми, сложен конгломератами, песчаниками, гравелитами, прорванными интрузивными породами этого же возраста, дифференцированными от габбро до плагиогранитов. Главный геосинклинальный комплекс. Это почти 15-километровый комплекс пород, именуемый «верхоянским». Начало его формирования относится к среднему карбону, а завершение к средней юре. Каменноугольно-нижнепермская (С-Р1) часть разреза этого комплекса сложена переслаивающимися песчаниками, алевролитами; верхнепермская (Р2) часть разреза – это гравелиты, конгломераты с небольшим количеством риодацитов и дацитов; в составе триаса (Т) преобладают аргиллиты и глинистые сланцы, в нижне-среднеюрской (J1-2)части – песчаники. Преимущественно терригенный разрез главного геосинклинального комплекса и крайне ограниченное развитие в нем вулканических пород позволяет рассматривать его в качестве терригенной геосинклинали. На срединных массивах синхронно с главным геосинклинальным комплексом формировался терригенно-карбонатный чехол. Орогенный комплекс представлен верхнеюрско-нижнемеловой (J3-K) молассой, местами угленосной, мощностью 5-6 км. Накопление молассы сопровождалось синхронным гранитоидным магматизмом. Наиболее ранние фазы этого магматизма образованы диоритами и гранодиоритами, поздние фазы – лейкократовыми гранитами и гранит-порфирами. 62 Посторогенный комплекс. Основным элементом строения этого комплекса является мел-палеогеновый Охотско-Чукотский вулкано- интрузивный пояс (ОЧВИП). Это пояс представляет собой крупный ареал наземных вулканических и сопряженным с ними интрузивных пород, протягивающийся вдоль побережья морей Тихого океана не менее 3 тыс. км при ширине 100-300 км. Вулканические и интрузивные формации, слагающие ОЧВИП, образуют три структурных этажа. Нижний структурный этаж (нижний-верхний мел К1-2) сложен андезитовой формацией, представленной лавами и туфами андезитов и андезитобазальтов, замещающимися по простиранию туфопесчаниками, вулканомиктовыми песчаниками. Интрузивные породы, ассоциирующие с вулканитами, представлены гипабиссальными и субвулканическими порфировидными диоритами и гранодиоритами. Средний структурный этаж (верхний мел К2) сложен риолитовыми и дацитовыми формациями, в составе которых важная роль принадлежит спекшимся туфам и игнимбритам. Интрузивные породы этого этажа – гиповулканические гранит-порфиры и лейкократовые граниты. Верхний структурный этаж (палеоген P) сложен породами базальтовой формации в ассоциации с гипабиссальными габброидами. Одновозрастные вулканические, субвулканические и гипабиссальные породы тесно пространственно и генетически взаимосвязаны, они образуют постепенные переходы, и при проведении полевых работ не всегда удается установить их границы. Такие магматические комплексы называются вулкано-плутоническими или вулканно-интрузивными ассоциациями. Вулканические образования ОЧВИП обладают пологим залеганием, они формируют вулканно-тектонические структуры типа кальдер или иных вулканно-тектонических депрессий кольцевого строения диаметром до 3060 км. 63 Платформенный комплекс образован позднепалеогеновыми (P3), неогеновыми (N) и четвертичными (Q) континентальными песчаногалечными и глинистыми отложениями, иногда с прослоями бурых углей, и покровыми базальтов и андезитов. Мощность этого комплекса не превышает 1 км. Верхоянско-Чукотская область – это территория высокой современной тектонической и сейсмической активности. Тайгоносско-Корякская область мезозойской складчатости Географически – это Корякское нагорье, бассейн р. Анадырь. С северо-запада граничит с Верхоянско-Чукотской областью, на северо-востоке – погружается под воды Анадырского залива Охотского моря,на юго-востоке – граничит со структурами Камчатки, на юго-западе погружается под воды Охотского моря. Геологическое строение Тайгоносско-Корякская область изучена слабее других структур Тихоокеанского пояса. В ее строении принимают участие архейские, протерозойские, палеозойские и кайнозойские образования, слагающие серию структурно-формационных комплексов. Комплекс основания. Его общий стратиграфический диапазон отвечает архею – раннему-среднему палеозою. Архейско-нижнепротерозойские (AR-PR1) образования представлены гнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами. Верхнепротерозойские (PR2) отложения – это кварциты, филлитовидные сланцы, доломиты мощностью до 1 000 м. Нижне-среднепалеозойские (PZ1-2) образования многообразны. В однихструктурах области они представлены кристаллическими сланцами, мраморами, кварцитами, ассоциирующими с вулканитами кислого состава; в других структурах – это типичные геосинклинальные формации с участием офиолитов. Мощность этих образований оценивается в 2-3 км. 64 Главный геосинклинальный комплекс имеет общий стратиграфический диапазон от среднего карбона до мела включительно и мощность 3-4 км. В его составе выделены три структурных этажа. Среднекаменноугольно-пермский (С2-3-Р) структурный этаж представлен почти 3-километровой толщей песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, местами чередующихся с зеленокаменноизмененными базальтами. Триас-среднеюрский (T-J1-2) структурный этаж – это песчаники, алевролиты, глинистые сланцы, чередующиеся с покровами андезитовых лав и их туфов. Верхнеюрско-меловой (J3-K) структурный этаж образован базальтами, спилитами, кремнистыми сланцами, алевролитами, песчаниками. На этом же уровне располагаются многочисленные небольшие тела ультраосновных пород, габбро, а также редкие массивы гранодиоритов и гранитов. Орогенный комплекс, охватывающий диапазон верхний мел-нижний неоген и имеющий общую мощность до 4 км, состоит из двух структурных этажей. Верхнемеловой (К2) структурный этаж сложен молассовыми отложениями, иногда угленосными, а также вулканическими породами кислого состава. Палеоген-нижненеогеновый (P-N1) структурный этаж представлен туфами андезитов, дацитов, риолитов, замещающихся континентальными и прибрежно-морскими терригенными отложениями. К интрузивным породам орогенного комплекса относятся небольшие штокообразные тела щелочных габброидов, гранит-порфиров, диоритпорфиров, имеющих преимущественно позднемеловой-палеогеновый возраст. 65 Платформенный комплекс имеет плиоцен-четвертичный (N2-Q) возраст. К нему относятся галечники, валунники, пески аллювиального, озерного и ледникового происхождения, а также небольшие потоки базальтовых лав. Как и все структуры Тихоокеанского пояса, Тагоносско-Корякская область – это регион высокой современной тектонической и сейсмической активности. Сихотэ-Алиньская область мезозойской складчатости Географически – это хребет Сихотэ-Алинь с абсолютными отметками до 2 100 м, бассейн нижнего (меридионального) течения р. Амур. Западная граница области с Монголо-Охотскими герцинидами является одновременно западной границей Тихоокеанского пояса. Восточная граница проводится по глубинному разлому, проходящему по дну Татарского пролива и отделяющему Сихотэ-Алиньская область от кайнозойских структур о-ва Сахалин. Приамурский глубинный разлом северо-северовосточного простирания разделяет Сихотэ-Алиньская область на две части: юго- восточную (внутреннюю) – эвгеосинклинальную и северо-западную (внешнюю) – терригенно-геосинклинальную. Геологическое строение В геологическом строении Сихотэ-Алиньской области принимают участие архейско-нижнепротерозойские, верхнепротерозойские, палеозойские, мезозойские и кайнозойские образования, которые формируютряд структурно-формационных комплексов. Комплекс основания. Это комплекс, общей мощности до 18 км, имеет общий возрастной интервал от архея-раннего протерозоя до ордовика включительно. В его строении выделены три структурных этажа. Наиболее изучен этот комплекс в пределах Ханкайского срединного массива. 66 Архейско-нижнепротерозойский образован разнообразными структурный (AR-PR1) гнейсами, кристаллическими этаж сланцами, амфиболитами, мраморами. Верхнепротерозойско-нижнекембрийский (PR2-V-Є1) структурный этаж представлен хлоритовыми, слюдистыми сланцами, кварцитами, доломитизированными известняками и доломитами. Кембро-ордовикский (Є-О) структурный этаж – это конгломераты, гравелиты, глинистые сланцы, лавы и туфы андезитов. Главный геосинклинальный комплекс по возрасту отвечает раннему карбону – раннему мелу (C1-К1). Характер формаций этого комплекса различен в разных эвгеосинклинальные зона. Во внутренней зоне (кремнисто-базальтовая, – это типичные яшмовая, дунит- гарцбургитовая, габбровая) формации, свидетельствующие о развитии этой зоны на коре океанического типа. Стратифицированные формации этой зоны мощностью до 18 км именуются сихотэ-алиньским комплексом. Во внешней зоне – это амагматичные терригенно-флишоидные, кремнисто-терригенные, карбонатные формации, накопление которых происходило в условиях слабо деструктированной континентальной коры. Орогенный комплекс включает молассовые отложения и магматическиеобразования верхнего мела, палеогена и раннего неогена. В строении этого комплекса выделены два структурных этажа. Верхнемеловой (К2) структурный этаж образован двукратно повторяющимися наземными дацит-андезитовой и дацит-риолитовой формациями. Каждый такой цикл вулканизма начинается излияниями андезитов и дацитов и извержениями их туфов и завершается дацитами, риодацитами, риолитами, игнимбритами. Одновременно с вулканитами формировались комагматичные им габброиды и гранитоиды. Палеоген-нижненеогеновый (P-N1) структурный этаж также сложен наземными вулканическими образованиями риолит-базальтовой формации, 67 сопровождающих их интрузями габбро, сиенитов, сиенодиоритов, гранодиоритов, гранитов. Обязательным элементом орогенного комплекса являются грубообломочные молассовые накопления, в том числе угленосные. Мощность пород орогенного комплекса достигает 2 км. Посторогенный четвертичного (N2-Q) (квазиплатформенный) комплекс плиоцен- возраста галечниками, песками представлен аллювиального, озерного, пролювиального генезиса мощностью до 100 м, а также потоками оливиновых и пироксеновых плато-базальтов мощностью до 400 м. Олюторско-Камчатская область кайнозойской складчатости Географически – это Камчатский п-ов и южная часть Корякского нагорья с абсолютными отметками до 2 600 м. Основной орографической единицей Камчатки является Срединный хребет с абсолютными отметками до 4 850 м. На северо-западе Олюторско-Камчатская область сочленяется с мезозоидами Тайгоносско-Корякской области. глубинный разлом, Срединному Олюторско- Камчатскую параллельный область на две Главный Камчатский хребту, зоны: разделяет внутреннюю (эвгеосинклинальную), обращенную в сторону Тихого океана и внешнюю (терригенно- геосинклинальную), обращенную в сторону Охотского моря. Геологическое строение В строении Олюторско-Камчатской области принимают участие геологические образования архейско-протерозойского, палеозойского, мезозойского и кайнозойского возрастов, слагающие ряд структурноформационных комплексов. Комплекс основания изучен недостаточно. Наиболее крупный ареал этих образований (Центрально-Камчатский горст) расположен во внешней зоне. Здесь в составе комплекса основания условно выделяются два структурных этажа. 68 Архейско-протерозойский (AR-PR) структурный этаж образован гнейсами, мигматитами, амфиболитами, различными кристаллическими сланцами. Палеозойско-мезозойский (PZ-MZ) структурный этаж сложен филлитами, песчаниками, метавулканитами разного состава. Общая мощность толщ комплекса основания составляет около 15 км. Все метаморфические толщи прорваны палеогеновыми и неогеновыми гранитами. Во внутренней (эвгеосинклинальной) зоне в составе этого комплекса присутствуют кремнисто-базальтовые, глинисто-алевролитовые, аспидные толщи, туфы, туффиты основного состава, различные вулканомиктовые породы. Общая мощность этих образований, характеризующихся резкой фациальной изменчивостью по латерали и вертикали, оценивается не менее, чем в 10 км. В составе этого комплекса присутствуют тела ультраосновных пород дунит-гарцбургитового ряда и габброиды. Орогенный комплекс имеет верхнемиоцен-плиоцен-четвертичный (N13- N2-Q) возраст. К этому комплексу относятся терригенные морские и прибрежно-континентальные молассовые (или молассоподобные) отложения,а также вулканические породы. Среди терригенных отложений следует отметить конгломераты, песчаники, аргиллиты, содержащие примесь пирокластического материала; континентальные толщи иногда являются угленосными. Вулканиты представлены лавами и туфами андезитобазальтов, андезитов, дацитов, широко развиты спекшиеся туфы и игнимбриты, шлаки, пемзы. Они являются продуктами трещинных излияний и наземных извержений центрального типа. Общая мощность пород орогенного комплекса составляет около 5 км. В составе орогенного комплекса находятся также экструзивно-гипабиссальные тела гранитоидов. Хоккайдо-Сахалинская область кайнозойской складчатости Географически – это остров Сахалин (Россия) и остров Хоккайдо 69 (самый северный остров Японского архипелага). Остров Сахалин отделен от континента Татарским проливом, по которому проходит глубинный разлом, разделяющий кайнозойскую складчатую область от мезозоид Сихотэ-Алиня. Геологическое строение В геологическом строении Сахалина принимают участие палеозойские, мезозойские и кайнозойские образования. Допалеозойские комплексы на территории острова достоверно не установлены. Комплекс основания образован нижне-среднепалеозойскими (PZ1-2) графитистыми и слюдистыми сланцами, филлитами, кварцитами, аповулканогенными зелеными сланцами мощностью не менее 3 км. Главный геосинклинальный комплекс. Главным Сахалинским глубинным разломом этот комплекс разделен на две зоны: восточную (внутреннюю) – эвгеосинклинальную и западную (внешнюю) – терригенногеосинклинальную. Во внутренней эвгеосинклинальной зоне в составе этого комплекса выделено три структурных этажа. Верхнепалеозойский (PZ3) структурный этаж мощностью около 1 км образован спилитами, андезитами, риодацитами, их туфами, кремнистыми породами. Триас-нижнемеловой (Т-К1) структурный этаж мощностью около 4 км также представлен спилитами, базальтами, яшмами, кремнистыми сланцами. Верхнемеловой-палеогеновый (K2-P) структурный этаж мощностью около 10 км представлен лавами основного и среднего состава, ассоциирующими с кремнистыми породами, яшмоидами, туфопесчаниками. С вулканитами ассоциируют ультраосновные породы, габбро, а также небольшие массивы гранитоидов. Во внешней терригенно-геосинклинальной зоне главный 70 геосинклинальный комплекс представлен мел-неогеновыми алевролитами, аргиллитами, песчаниками, содержащими примесь пирокластического материала, небольшими покровами базальтов и андезитов. Мощность этого комплекса достигает 15 км. Орогенный комплекс имеет неоген-четвертичный (N-Q) возраст, мощность 3-6 км. Он образован прибрежно-морскими и континентальными песчаниками, алевролитами, глинами, содержащими покровы андезитобазальтов и базальтов и их туфов. Местами континентальные отложения неогена по латерали замещаются морскими толщами, имеющими полуплатформенную природу. Интрузивные образования этого комплекса представлены небольшими малочисленными телами субщелочных габброидов, сиенитов, монцонитов. Курильская современная геосинклинальная система Основными структурными элементами Курильской системы являются современные геосинклинальные прогибы, выраженные в виде КурильскоКамчатского глубоководного желоба и Южно-Охотской впадины, и геоантиклинальное поднятие Курильского архипелага и Юго-Восточной Камчатки. Геологическое строение В геологическом строении Курильской системы преобладают вулканогенные и осадочные образования преимущественно неогенового и четвертичного возрастов, слагающие островную гряду и частично заполняющие смежные прогибы. Эти образования соответствуют главному геосинклинальному комплексу, причем, вероятнее всего, его верхней части, т.е. раннеостроводужным образованиям. Более древние части этого комплекса не вскрыты. Комплекс основания достоверно не установлен. Условно к нему относятся терригенные и кремнистые породы, роговики, кварциты, гранитоиды, ультраосновные породы, гранито-гнейсы, имеющие доверхнемеловой возраст. Они установлены как при глубоководном 71 драгировании, так и обнаружены в качестве резургентных (т.е. чужеродных) включений в неоген-четвертичных лавах, так и в вулканических туфовых выбросах. Главный геосинклинальные комплекс имеет общий возрастной диапазон от верхнего мела до четвертичного времени (K2-P-N-Q) включительно и общую мощность не менее 4 км. На островах этот комплекс представлен лавами и туфами базальтов, андезитобазальтов, реже дацитов и андезитов, которые слагают вулканические гряды. На их склонах и прилегающих акваториях распространены песчаники, алевролиты, аргиллиты, вулканомиктовые породы, диатомиты. Среди интрузивных пород отмечаются габбро, субвулканические тела щелочных базальтоидов, диориты и гранитоиды. К востоку от Курильской островной дуги расположен глубоководный Курило-Камчатский желоб. Он имеет протяженность 2 200 км, глубину 9-10 км и ширину около 100 км (по изобате 6 км). В днище желоба залегают легко взмучиваемые современные желтые илы, на стенках – глины, алевриты, диатомиты, которые в целом подстилаются базальтами. Курильская область в настоящее время находится на геосинклинальном этапе развития, поэтому более молодые – орогенные, а тем более, платформенные комплексы здесь не формируются. 72 АРКТИЧЕСКИЙ ШЕЛЬФ РОССИИ Общее строение и особенности формирования. Согласно статье за авторством Гусева Е.А., особенности геологического строения и тектонической эволюции арктического шельфа определяются геотектоническим положением российского сектора шельфа в Арктике. Евроазиатский континент в арктической части представлен пассивной континентальной окраиной, сопряженной с арктическим океаническим бассейном. Северный Ледовитый океан является самым маленьким из океанических бассейнов и окружен наиболее обширными шельфами [3]. Эти отличительные черты в купе с приполюсным расположением океана могут объяснять уникальность геологического строения его структур. Всем ходом фанерозойской эволюции Арктического региона определилась ее нынешняя структура, в частности коренное отличие в строении западного и восточного секторов Российской Арктики. Главным процессом, наложившимся на все ранее образованные структуры, является процесс океанообразования. Рифтогенез и последовавший за ним спрединг океанского дна в Евразийском бассейне, как и многие процессы, развитые в Арктике, характеризовались специфическими чертами. К началу морфоструктуры четвертичного океана, шельфа периода и суши. определились Влияние основные океанических тектонических и магматических процессов на шельф и сушу проявились с различной степенью в разных районах. Основным фактором, определившим все многообразие современных ландшафтов и климата арктического шельфа, является тектонический, ведущим неотектоническим процессом – океанообразование. Именно дифференцированные тектонические движения, как вертикальные, так и горизонтальные, приведшие к оформлению контуров океанических котловин 73 и разделяющих их хребтов и поднятий, оказали влияние и на континентальную окраину. Деструкция континентальной коры внешней части континентального шельфа выразилась в образовании грабенообразных и рифтогенных прогибов. История Арктики как ледовитого океанического бассейна началась с момента раскрытия проливов, соединивших некогда изолированный арктический бассейн, воды которого были в значительной мере опреснены. Раскрытие пролива Фрама в раннем миоцене (17,5 млн лет назад) привело к вторжению атлантических вод, примерно в это время начинается активное формирование арктических фаун. С этим же временем многие связывают начало развития паковых льдов в арктическом бассейне. История раскрытия Берингова пролива реконструируется по миграциям морской фауны из Тихого океана в Атлантический через арктический бассейн. Некоторые гидробиологи признали возможным проникновение моллюсков, диатомей по указанному пути в неогене. Другим свидетельством существования и закрытия Берингова пролива являются данные о расселении млекопитающих и древнего человека в этом регионе. Позднекайнозойские прогибы восточно-арктического шельфа России компенсированы коррелятными осадками и не выражены в современной морфологии морского дна. Вертикальные неотектонические движения на островной и материковой суше, сопряженной с восточно-арктическим шельфом, выражены неярко. Западно-арктический шельф России затронут неотектоникой в неоген-четвертичное время, в том числе в позднем неоплейстоцене-голоцене. На последних этапах развития арктического шельфа России оформилось главное отличие его западного и восточного секторов, заключающееся в расчлененности рельефа дна Баренцева и Карского морей и выравненности дна мелководных морей Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского. 74 Ансамбль тектонических структур российской Арктики, сформированный к четвертичному периоду, моделировался в течение эоплейстоцена – голоцена экзогенными процессами, ведущую роль в которых играли трансгрессии и регрессии арктического бассейна, развитие и деградация наземного и подземного оледенения, и другие процессы, сформировавшие современные полярные ландшафты. . 75 Актуальные данные по строению отдельных регионов. Согласно статье за авторством Гусева Е.А., На Западном Таймыре выделена Южно-Таймырская перспективная нефтегазоносная область, где к метаосадочному чехлу отнесены следующие комплексы: венд-палеозойский, верхнепермско-нижнетриасовый, и мезо-кайнозойский. В поле отраженных волн на современных высококачественных сейсмических профилях прослеживаются отражающие горизонты и их серии, формирующие складчатую структуру. Предположительно, это бывшие осадочные породы (аргиллиты, песчаники, алевролиты), подвергшиеся складчатости, нарушенные разломами и пронизанные дайками и силами пород основного состава. Рисунок 3. Схематическая тектоническая карта Арктического региона. (3) Некая неопределенность существует в структурном определении палеозойских пород прилегающего к восточно-арктическому шельфу России поднятия Менделеева. Согласно одной из точек зрения, поднятие Менделеева в доокеанический этап представляло собой область с платформенным строением. Возраст складчатого основания древней платформы, возможно, был карельским 76 или байкальским, а может, и более молодым – каледонским. Органические остатки, отобранные на поднятии Менделеева, подтверждают присутствие верхнесилурийских (предположительно)-пермских карбонатных отложений в составе платформенного чехла. По литологическому составу, структурнотекстурным признакам и содержащимся органическим остаткам реконструируются как мелководные, так и глубоководные фации. Платформенный чехол поднятия Менделеева подвергся деструкции в несколько этапов. Трудно судить о характере деформаций, если эти образования находятся в акустическом фундаменте, а в выступах на морском дне в основном обнажаются магматические породы. Относительно низкие сейсмические скорости, слабая измененность палеозойских горных пород, отсутствие метаморфизма, свидетельств процессов катаклаза, кливажирования и других признаков полной складчатости приводит к выводу о незначительной степени складчатых процессов, затронувших платформенный чехол. Согласно результатам геофизических исследований, породы платформенного чехла не наблюдались в поле отраженных волн на геофизических профилях как слоистые образования, поэтому при расшифровке тектонической структуры и оценке перспектив нефтегазоносности была высказана точка зрения о нарушенном состоянии домеловых комплексов. Также на строение региона значительно повлияло широкое развитие магматизма, выразившееся в региональном распространении на поднятии Менделеева вулканических, осадочно-вулканогенных и интрузивных комплексов преимущественно основного состава. Излившиеся базальтовые покровы частично скрыли разбитый блоковыми движениями фундамент и чехол древней платформы. На профилях МОВ ОГТ базальтовые покровы явились экраном, не пропускающим, рассеивающим или частично пропускающим сейсмические волны ниже поверхности акустического фундамента. В результате в сейсмической записи среди хаотической картины 77 акустического фундамента местами имеются упорядоченные рефлекторы, свидетельствующие о расслоенности, близкой к осадочной слоистости. Большая часть разломов, наблюдающихся на поднятии Менделеева, представлена крутопадающими сбросами, хорошо выраженными в сейсмической записи и нередко в батиметрии в виде уступов рельефа дна. Предположительно, имела место многостадийность тектонических процессов в этом регионе. Амплитуды сбросов достигают 300-500 м. В гребневой части поднятия Менделеева у этих разломов предполагается левосдвиговая компонента. Сопряженные с Евразийской континентальной окраиной океанические структуры характеризуются аномальными чертами строения. Это касается, в частности, Евразийского бассейна, где в котловинах Амундсена и Нансена распространены кайнозойские линейные магнитные аномалии, в то время как возраст нижних горизонтов осадочного чехла на большей части площади оценивается как нижне-верхнемеловой, или даже юрский (у Восточного Таймыра). В пределах периокеанических прогибов прослеживаются порой и более древние комплексы вплоть до палеозойских. Сложную историю развития имеет и срединно-океанический хребет Гаккеля в Евразийском бассейне. В отличие от других хребтов мирового океана, он не содержит трансформных разломов. Вблизи центриклинального замыкания Евразийского бассейна хребет заканчивается глубокой вулканотектонической впадиной глубиной свыше 5 000 м. Далее, в пределах континентальной окраины, прослеживается сейсмоактивная зона, проявляющаяся в виде грабенообразной структуры континентального склона и подножия. Рифтовая зона хребта характеризуется наличием блоков с аномально высокими мощностями осадочного чехла, покрывающего океанический фундамент. Это приводит к выводу о пульсационном характере растяжения, спрединг происходит не непрерывно по всей рифтовой зоне, а локализуется на некоторых участках. По-прежнему нет согласованной стратиграфической модели строения 78 осадочного чехла арктического шельфа и примыкающих океанических структур. Это определяется, в основном, отсутствием буровых скважин на восточноарктическом шельфе России, а также в глубоководной части Арктики. Существуют разные мнения седиментационных бассейнах на возраст осадочного чехла в морей Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского. Разночтения имеются в строении самой верхней части осадков как на шельфе, так и в океанической области. В виду этого и разные оценки скоростей осадконакопления в пределах Арктики в целом. В глубоководной части, на поднятиях и хребтах Северного Ледовитого океана определяются скорости седиментации от миллиметров до нескольких сантиметров в тысячу лет. Специалисты считают, что для разрешения этой проблемы требуются не только микропалеонтологические, стратиграфического палеомагнитные, датирования осадков, радиоуглеродные но и методы уран-ториевые и хемостратиграфические, которые свидетельствуют о медленных скоростях седиментации в глубоководной части Арктики. Определенные сложности возникают иногда с интерпретацией результатов сейсмоакустических исследований, особенно в мелководных зонах, районах развития вечной мерзлоты и местах просачиваний газовых флюидов к поверхности морского дна. Такие места, сложные для получения внятных геолого-геофизических данных, следует изучать комплексно, с привлечением разных видов сеймических и сейсмоакустических исследований. При несопоставимости различных геофизических данных для создания модели геологического строения шельфовых бассейнов Арктики применяется зонально-блоковая модель земной коры и используются обобщенные модели геодинамических обстановок. 79 СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ 1. Короновский Н.В. Геология России и сопредельных территорий: учебник для студ. учреждений высш. проф. образования / Н.В.Короновский. — М.: Издательский 2. Полянин В.С., Шиловский О.П. «Геология России». Часть 2. Подвижные пояса неогея: Учебное пособие / В.С. Полянин, О.П. Шиловский. – Казань: Казанский федеральный университет, 2017. – 152 с. 3. Гусев Е.А. ИТОГИ И ПЕРСПЕКТИВЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО КАРТИРОВАНИЯ АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА РОССИИ // Записки Горного института. 2022. №. URL: https://cyberleninka.ru/article/n/itogi-i-perspektivy-geologicheskogo-kartirovaniyaarkticheskogo-shelfa-rossii (дата обращения: 25.04.2024). 4. Главные структурные черты и геодинамика Байкальской рифтовой зоны Н.А. Логачев Институт земной коры СО РАН, Иркутск, 664033, Россия 5. Караулов В.Б. Введение в региональную геологию россии и ближнего зарубежья. – М.: ГЕОС, 2017, 173 с. 80
