Монголо-Охотская складчатая область

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

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

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

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

Для всего пояса характерно:

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

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

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

4. непрерывное развитие региона в Pz₃ и Mz₁.

Все эти особенности являются определяющими признаками зон столкновения континентов.
Тектоническое районирование.

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

2. Селенгино-Яблоновая зона ранних палеозоид-салаиридов.

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

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

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

6.Глубинные разломы: Монголо-Охотский, Южно-Тукурингрский (над ним джагдинская зона смятий). Разломы сопровождают габбро-диоритовые интрузии.
Хингано-Буреинский массив сложен в основном палеозойскими гранитными батолитами и ограничен прямолинейными разломами. Докембрийское основание сохранилось на небольших участках. Оно представлено Arch или Pzt₁ метаморфическими комплексами (гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы), Pzt₃ – филлитами, мраморами. Выше залегают V–Є глинистые сланцы. Спаян блок в Є (салаирская фаза), в это же время происходит внедрение гранитов. Затем накопились D_1-2 аркозы и кислые эффузивы С. В Pzt₃ вновь внедрение порфировидных биотитовых гранитов. На массив наложена Зее-Буреинская впадина.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Тектоническое районирование этой области рекомендуется изучать по геологической карте, историю развития по конспектам лекций. Помнить, что складчатая область сформировалась в результате столкновения окраины восточносибирского блока с Дунбейской платформой. Привести структурные и петрографические признаки коллизии.

На практических занятиях на геологической и тектонической картах показать признаки коллизии и структуры региона: древние массивы (Хингано-Буреинский, Приаргунский); зону салаирской складчатости (Селенгино-Яблоновую); антиклинории (Борщовочный, Джагдино-Тукурингрский, Шантарский); мезозойские синклинории (Ононско-Газимуровский, Амуро-Зейский); впадины унаследованные и наложенные (Удская, Верхнезейская, Буреинская), глубинные разломы (Монголо-Охотский, Южно-Тукурингрский).

1.Время формирования М-О складчатой области.

2.Признаки коллизионного строения М-О складчатой обласи.

3.Геологическое строение Западного сегмента.

4.Геологическое строение Центрального сегмента.

5.Геологическое строение Восточного сегмента.

6.Полезные ископаемые М-О складчатой области.

МОДУЛЬ 5. МЕЗОЗОЙСКИЙ СКЛАДЧАТЫЙ ПОЯС

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

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

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

В мезозоидах Северо-Востока выделяются следующие структуры.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Можно выделить первичные блоки по характеру разрезов:

карбонатный разрез,

вулканический разрез пород ордовика,

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

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

Деформация петли произошла в середине раннего мела.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Арга-Тасский, Шумнинский блоки сложены островодужными комплексами.

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

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

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

Охотский массив. Фундамент глубокометаморфизованные толщи Р₂t_1-2. Отделился от Омолонского массива в последевонское время, окончательно по анализу разрезов в Р. Как и в Омолонском массиве перерыв О₂–S–D₁, верхний девон с окраинно-континентальными вулканитами. Нет поблизости континентов где был бы перерыв О₂–S – D₁ и вулканиты D_3. Омолонско-Охотский микроконтинент находился в стороне от Сибирской платформы и точное его нахождение неизвестно. Единственное место, где ранний докембрий перекрыт вулкано-плутоническим девоном – восток Северо-Австралийского щита.

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

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

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

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

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

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

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

Палеозой известен на островах и поднятиях Чукотки. На Чукотке и Новосибирских островах в основании разреза граптолитовых сланцев О₁, выше до С₂ известняки фаций шельфа. Среди известняков горизонты граптолитовых сланцев. С_1-2 содержат типичные фораминиферы низких широт, тогда как верхоянский комплекс содержит бореальную фауну (С₃–Р – перерыв).

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

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

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

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

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

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

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

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

Выделяется три комплекса вулканитов:

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

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

верхний – субщелочные базальты.

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

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

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

Иногда породы вулканического пояса перекрыты палеогеновыми базальтами – продуктами уже внутриплитного магматизма.
Проектное задание

По конспектам лекций и геологическим и тектоническим картам провести тектоническое районирование области, для облегчения ориентирования на картах можно воспользоваться схемой (рис.108) на странице 277 (при обязательной сверке с конспектом).

На геологической и тектонической картах выделить и показать две зоны – Верхояно-Колымскую, сформировавшуюся на континентальной коре, и Новосибирско-Чукотскую, сформировавшуюся на океанической коре. Доказать этот тезис особенностями осадочных и магматических формаций, особенностями и временем формирования структур.

В Верхояно-Колымской зоне выделить: Предверхоянский прогиб, Верхоянский антиклинорий, поднятия Сетте-Дабан и Юдомское, Индигиро-Колымскую синклинорную зону, Южно-Верхоянскую антиклинорную зону, Инъяли-Дебинский синклинорий, Охотский и Омолонский массивы, Колымскую структурную петлю (блоки Полоусный, Тас-Хаяхтах, Омулевский, Приколымский и др.), Колымский гранитный батолитовый пояс, островодужные пояса Уяндино-Ясаченский, Алазейско-Олойский, впадины Зырянскую (на Момском рифте), Ольджойскую, Олойскую.

В Новосибирско-Чукотской зоне (к востоку от линии Новосибирские острова-Олойская впадина) выделить Чукотский докембрийский массив; вулканические пояса Анюйско-Святоносский и Святоносско-Олойский; Южно-Анюйская и Чукотская складчатые зоны; Раучуанская впадина.

1.Верхоянская серия отложений.

2.Особенности развития Верхоянско-Новосибирского сегмента.

3.Особенности развития Анюйско-Чукотского сегмента.

4.Срединные массивы-террейны.

5.Колымская структурная петля.

6.Колымский пояс гранитных батолитов.ый