Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России») Часть Подвижные пояса неогея

Промышленная угленосность Печорской впадины связана с верхнепермскими отложениями (казанский и татарский ярусы).

Месторождения титана (Ярегское и др.) представляют собой прибрежно-морские россыпи среднедевонского возраста.

Бокситовые месторождения связаны с позднедевонскими корами выветривания, сформированными на рифейских и среднедевонских отложениях.

Основными структурными элементами Пайхойско-Новоземельской складчатой зоны (ПНЗСЗ) являются следующие ее сегменты (приложение 2): 1) Пайхойский; 2) Вайгач-Новоземельский;3) Западно-Карский; 4) Восточно-Баренцевоморский.

Пайхойский сегмент представлен одноименным антиклинорием и обрамляющими его Коротаихинской и Байдарацкой впадинами. Вайгач-Новоземельский сегмент представлен Южно- и Северо-Новоземельским антиклинориями, разделенными Кармакульской седловиной и обрамленными Восточно-Баренцевоморским и Западно-Карским синклинориями. Западно-Карский и Восточно-Баренцевоморский сегменты представлены одноименными синеклизами. В геологическом отношении ПНЗСЗ считается северо-восточным продолжением Западной мегазоны Урала.

В истории геологического развития ПНЗСЗ выделяют пять этапов: 1) досреднерифейский; 2) среднерифейско-кембрийский; 3) каледонско-герцинский (ордовикско-триасовый); 4) мезозойско-раннекайнозойский; 5) неотектонический (неоген-четвертичный).

История геологического развития ПНЗСЗ достоверно реконструируется, начиная с рифейскго времени. Наиболее древние в описываемом регионе геологические комплексы отмечены в Северо-Новоземельском антиклинории. Они представлены граувакковыми сланцами предположительно раннерифейского (раннепротерозойского?) возраста, инъецированными пегматоидными гранитами, датируемыми 1,3 млрд. лет.

Второй структурный этаж представлен:

- песчано-алевролито-глинистыми и кремнисто-глинистыми отложениями среднего рифея-венда мощностью более 2 км (Южно-Новоземельский антиклинорий);

- терригенно-карбонатными и вулканическими (основные и кислые эффузивы) отложениями верхнего рифея–нижнего кембрия мощностью до 6 км, близкими по составу отложениям Западной мегазоны Урала (Пайхойский антиклинорий).

Породы, слагающие данный этаж, в конце венда (?) – среднем-позднем кембрии были смяты в складки и метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации.

После относительно длительного перерыва, в ордовике, регион вступает в следующий (каледонско-герцинский) этап своего развития.

В ордовикский период на северо-западе ПНЗСЗ – на северо-западной окраине морского бассейна в мелководной обстановке формируется толща пестроцветных кварцевых песчаников, алевролитов и карбонатных пород мощностью 0,4-0,7 км, на юго-востоке (Пайхое) – глубоководные песчано-сланцевые отложения лемвинского типа мощностью более 1 км.

В силуре–среднем девоне палеогеографическая обстановка принципиально не изменилась: в Новоземельской части морского бассейна отлагались мелководно-морские карбонатные отложения (органогенные известняки и доломиты) елецкого типа (силур-нижний девон), выше по разрезу (в среднем девоне) – более глубоководные черные аргиллиты общей мощностью 3,5-5 км, в Пайхойской – глубоководные известково-глинисто-кремнистые отложения лемвинского типа.

В франском веке в обстановке внутриконтинентального рифтогенеза на юго-западе Новой Земли и Пайхое проявился континентальный базальтовый вулканизм. Вулканическая толща этого возраста представлена перемежающимися базальтами, туфами и терригенными (песчаники и конгломераты) породами. Эффузивы такого же состава и возраста известны также на Тимане и некоторых участках Русской плиты (основание плитного чехла Волго-Уральской антеклизы и др.).

Выше эффузивной толщи залегают мощные (до 1-2 км) толщи верхнего девона-среднего карбона, представленные мелководными шельфовыми известняками (юг Новоземельской области) и глубоководными аргиллитами, фтанитами и радиоляритами (Пайхой). Глубоководный прогиб в этот период имел северо-западное простирание и протягивался от Пайхоя к средней части Новоземельской дуги.

Верхнекаменноугольная часть разреза палеозоя в описываемой области отсутствует. В это время проявилась фаза складкообразования, в результате которой палеозойские отложения были смяты в линейные умеренносжатые простые складки, рассеченные разрывными нарушениями.

Пермские и триасовые отложения развиты в обрамляющих Пайхойский антиклинорий Коротаихинской и Байдарацкой впадинах. Разрез этих отложений имеет следующий вид:

- ассельский-сакмарский ярусы представлены глубоководными глинистыми отложениями;

- артинский ярус сложен флишем;

- кунгурский ярус прежставлен сероцветными угленосными молласами;

- верхняя пермь сложена континентальными молассами;

- триас представлен континентальными молассами с отдельными базальтовыми покровами в нижней части разреза.

Первоначально пермские отложения перекрывали и зону Пайхойского антиклинория, формирование структуры которого произошло лишь на рубеже триаса и юры.

Нижнепермские–нижнетриасовые отложения в пределах Новой Земли развиты в Восточно-Баренцевоморском, Западно-Карском синклинориях и Карманкульской седловине. Разрез их имеет следующий вид:

- нижняя пермь сложена глубоководными аргиллитами и кремнистыми породами с прослоями глинистых известняков мощностью 0,5-1 км;

- верхняя пермь представлена флишевыми осадками мощностью около 3,5 км;

- нижний триас слагают пестроцветные песчаники, алевролиты и аргиллиты (с прослоями конгломератов и туфов в низах разреза).

Эти толщи смяты в пологие гребневидные складки. Основная заключительная древнекиммерийская фаза складчатости и тектонических деформаций в регионе датируется границей триаса и юры. С ней связано также надвигание геологических комплексов западной мегазоны Урала на Пайхойский антиклинорий. Последний по системе разрывных нарушений был надвинут на Коротаихинскую впадину (северный сегмент Предуральского прогиба) и Вайгач-Новоземельский антиклинорий.

В результате проявления разрывно-складчатых деформаций и сопутствующего им орогенеза в начале юрского периода рассматриваемый регион предстает перед нами как горная область (горная цепь), обрамленная континентальными предгорными и мелководно-морскими впадинами. В течение юры и, вероятно, мела древнекиммерийский ороген находился в области господства платформенного режима и к началу кайнозоя был снивелирован и превратился в равнинную область.

Западно-Карская синеклиза по геофизическим данным обладает складчатым фундаментом карельской стабилизации, находящимся на глубине 10-12 км. Верхние части плитного комплекса этой структуры представлены (разрез о-ва Свердруп):

-верхний мел – песчаниками и алевролитами (500 м);

-нижний мел – глинами, алевритами, алевролитами, песками и песчаниками (900 м);

-верхняя юра – песчаниками, алевролитами, глинами и аргиллитами (166 м).

Во внутренних частях Карского моря по геофизическим данным меловые отложения имеют мощность 3-3,5 км, юрские – 1,5-2 км, триасовые – 1-1,5км.

Заключительный этап развития Пайхойско-Новоземельской области рассматривается в рамках новейшего тектонического этапа развития Земли в понимании Н.И.Николаева. Его начало относится к концу олигоцена. Отдавая себе отчет в том, что Новоземельский ороген не испытывал на заключительной фазе раннекиммерийской складчатости типичной коллизии, как это свойственно Уральскому орогену, следует отметить, что в новейшее время в их развитии было много общего. В понятие «Новоземельский эпиплатформенный ороген» мы включаем средне- и низкогорные сооружения и денудационные равнины Пай-Хоя, Вайгача и Новой Земли, а также прилегающий шельф Баренцева и Карского моря (по восточной границе Восточно-Новоземельского желоба).

Заключительный этап развития Новоземельского орогена связан с формированием в Атлантическом и Северном Ледовитом океанах Срединно-Атлантического рифтогенно-спредингового хребта. Именно эти события предопределили возникновение на месте раннекиммерийского орогена, снивелированного к концу мела – началу палеогена, современного горного сооружения. На новейшем этапе Новоземельская область испытывала дифференцированные движения разных знаков.

На новейшем этапе развития Новоземельского орогена и прилегаюшего шельфа выделяется серия субпараллельных линейных морфоструктурных зон, разделенных поперечными линеаментами на отдельныен сегменты. Плавные дугообразные очертания и морфологические характеристики (асимметрия, абсолютные отметки высот и глубин, детали внутреннего строения и пр.) позволяют считать, что на облик морфоструктур зон, наряду с вертикальными, достаточно активное влияние имели и горизонтальные движения. Линеаменты на границах зон имели надвиговую природу.

Вся морфоструктура в целом развивалась унаследованно от раннекиммерийской, причем генеральная ориентировка подчинялась влиянию Северной Атлантики и Обского Праокеана. Однако важным был также вклад хребта Гаккеля, о чем свидетельствуют поля новейших напряжений и анализ землетрясения в проливе Маточкин Шар. Весь комплекс морфоструктурных единиц региона – вал Адмиралтейства перед Центрально-Баренцевской впадиной (Праокеан, по С.В.Аполонову), Западно-Новоземельский желоб, острова Новой Земли со следами вулканизма щелочного типа (поздний миоцен? - плиоцен) и Восточно- Новоземельский желоб - удивительно совпадает с морфоструктурной зональностью в областях современной субдукции. Можно предположить, что процессы, напоминающие или в чем-то подобные таковым при субдукции, на новейшем этапе развития Евразийского континента имели место в ослабленной форме вдоль орогена Новой Земли и, по-видимому, западного склона Урала. Может быть Центрально-Баренцевская впадина вновь «оживает» как будущий океан.

Алтае-Саянская область
В составе Алтае-Саянской области по возрасту основных коллизионных событий выделяют две «подобласти»: Кузнецко-Саянско-Тувинскую байкальско-салаиро-каледонскую и Салаиро-Алтайскую герцинскую. В связи с тем, что развитие названных «подобластей» происходило взаимосвязанно и взаимообусловленно, а отдельные структурно-тектонические их элементы входили в состав различных по возрасту , но единых геодинамических «ансамблей» геологическое их строение и развитие рассматриваются совместно.

Алтае-Саянская область относится к типу мозаично-блоковых и представляет из себя «коллаж» разновозрастных и геодинамически разнотипных геологических комлексов, слагающих разноориентированные блоки и геологические структуры, которые могут быть условно «выстроены» в следующий возрастной ряд (приложение 3):

- палеомикроконтиненты и островодужно-офиолитовые пояса;

- пассивные континентальные окраины палеокеанов;

- окраинно-континентальные вулкано-плутонические пояса и синхронные им межгорные впадины и прогибы;

- ареалы проявления коллизионного интрузивного магматизма;

- мезозойские и кайнозойские впадины областей проявления геодинамических режимов эпиплатформенного орогенеза и внутриконтинентального рифтогенеза.

Палеомикроконтиненты – разноразмерные относительно стабильные блоки (глыбы) континентальной коры, существовавшие и перемещавшиеся под действием конвекционных течений в мантии в Палеоазиатском океане в позднем протерозое-кембрии (?) и отделенные в это время друг от друга океаническими бассейнами.

К этому типу структур относятся следующие блоки-глыбы: Теректинский, Алтае-Монгольская группа (Катунский, Чулышманский), Томский (Хакасский), Дербинский, Тувино-Северо-Монгольская группа (Сангиленская, Гарганская, Хамардабанская глыбы), Джебашский и др.

Фундамент палеомикроконтинентов сложен метаморфизованными в амфиболитовой фации отложениями архея – раннего протерозоя. Фундамент вскрывается на дневной поверхности в ряде блоков. Так в пределах Сангиленской глыбы он сложен слюдистыми и высокоглиноземистыми гнейсами, кварцитами и мраморами (мощность около 4 км). Гарганская глыба сложена архейскими (?) биотитовыми, амфиболовыми гнейсами и амфиболитами (5 км), Хамардабанская – аналогичными по составу породами раннепротерозойского возраста (8 км), а Дербинская – биотитовыми, амфиболовыми, гранат-биотитовыми гнейсами и пироксенсодержащими кристаллическими сланцами раннего протерозоя (6-8 км). Породы, слагающие Дербинскую глыбу, смяты в крутые линейные, опрокинутые на северо-восток складки и интрудированы гранитами саянского комплекса (возраст гранитогенеза оценивается в 1,85 млрд. лет).

Чехол палеомикроконтинентов представлен разнообразными по составу относительно слабо (не выше зеленосланцевой фации) метаморфизованными, в различной степени деформированными отложениями рифея-кембрия, несогласно перекрывающими раннедокембрийские образования. Так, чехол Сангиленской глыбы сложен метапесчаниками, актинолит-серицитовыми аповулканическими сланцами рифея мощностью до 4 км, перекрытыми карбонатными отложениями венда-кембрия. Позднедокембрийский этаж Дербинской глыбы представлен вулканогенно-осадочными и терригенными отложениями раннего-среднего рифея (мощность 7 км).

Офиолитовые пояса (Куртушибинский, Борусский, Западно-Тувинский, Кузнецко-Алатаусский, Северо-Саянский, Ильчирский, Салаирский, Чарский и др.) сложены в различной степени (за редким исключением – интенсивно) деформированными и расчлененными породами, принадлежащими офиолитовой ассоциации (ультрамафитами дунит-гарцбургитовой формации, габброидами, дунит-клинопироксеновыми комплексами, вулканогенно-кремнистыми отложениями, принадлежащими спилит-диабазовой, или натривых базальтов, формации), сформированными в рифтогенно-спрединговых зонах межконтинентальных и задуговых океанических бассейнов и ассоциирующими в некоторых поясах (Борусский, Чарский) с эклогит-глаукофансланцевыми (с жадеитом), эксгумированными из глубинных частей зон субдукции, комплексами.

Островодужные образования мощностью до 5-7 км представлены бонинит-содержащими (Куртушибинский и др. пояса) контрастно дифференцированными риолит-базальтовыми и осадочными (терригенными по составу) комплексами, формирование которых происходило в пределах юных и неразвитых вулканических дуг энсиматического типа, а также преддуговых и задуговых бассейнах. Выше по разрезу нередко залегают эффузивы основного-среднего состава, образовавшиеся в пределах зрелых дуг. Островодужные комплексы образовались позднее офиолитовых (на офиолитовой «постели») и, частично, синхронно (одновременно) с офиолитами. Наиболее широко они представлены в Казыр-Кизирской, Салаирской и Западно-Тувинской зонах, а также в Горном Алтае.

Время офиолитогенеза в пределах Алтае-Саянской области датируется средним(?) рифеем (Ильчирской пояс), вендом-алданским веком раннего кембрия (Западный Саян), ранним-средним (?) палеозоем (Чарский пояс), исходя из следующих данных:

- в обрамлении Гарганской глыбы (Ильчирский пояс) офиолиты интрудированы окраинно-континентальными гранитоидами, имеющими возраст в 790 млн.лет (поздний рифей;

- в Западной Туве (одноименный пояс) на офиолитах трансгрессивно залегают отложения ленского яруса нижнего кембрия;

- офиолитокластовые океанические олистостромы имеют в пределах Чарского пояса среднедевонский возраст.

В целом возраст офиолитов и островодужных комплексов уменьшается в юго-западном (в направлении от Сибирского кратона) направлении.

Приведем разрезы некоторых островодужно-офиолитовых зон западной части Алтае-Саянской области.

Стратиграфический разрез Чарской (Зайсанской) зоны имеет следующий вид:

- офиолиты доэйфельского возраста обнажаются в ядре структуры, образуя пологопадающие на северо-восток блоки в составе серпентинитовых меланжей и ассоциирующие с глаукофанслацевыми комплексами;

- эйфельский ярус представлен офиолитокластовыми олистостромовыми комплексами;

- живетский ярус слагают терригенные морские отложения также содержащие в своем составе гальку офиолитов (общая мощность доэфельских-живетских отложений более 6 км);

- визейские отложения представлены лавами различного состава, осадочными олистостромовыми комплексами (1,5-3 км);

- средний-верхний карбон сложен грубообломочными континентальными молассами.

Рудноалтайская зона сложена относительно слабо деформированными (смяты в брахиформные складки) породами (снизу вверх):

- терригенно-вулканогенными отложениями нижнего девона (1,5 км);

- терригенно-вулканогенными отложениями эйфельского яруса (0,5-4 км);

- морскими терригенными и сменяющими их по латерали вулканогенными (основные – кислые эффузивы) отложениями живета –нижнего карбона (2-4 км).

На границе эйфеля и живета в пределах зоны фиксируется вспышка гранитного интрузивного магматизма.

Разрез Калбинской зоны образуют островодужные (девон – нижний карбон) и коллизионные (верхний карбон) комплексы:

- мелководные терригенные отложения (нижний девон);

- мелководные терригенные и эффузивные (базальты) отложения живетского яруса;

- глубоководные черносланцевые отложения верхнего девона (до 3 км) и нижнего карбона (турнейский и визейский ярусы) (2-4 км), сформированные в пределах функционировавшего в это время глубоководного желоба;

- флишевые отложения серпуховского яруса (2-3 км);

- угленосные молассы среднего карбона.

Жарминско-Саурская зона сложена осадочно-вулканогенными (с эффузивами основного состава) породами, сменяющейся вверх по разрезу терригенно-вулканогенной (андезитовой) толщей живетского яруса – верхнего девона общей мощностью до 7 км. Нижний карбон представлен в этой зоне перемежающимися осадочными породами и андезитами. Средний карбон сложен наземными осадочными и эффузивными породами.

Средний – верхний девон Салаирской зоны представлен черносланцевой толщей (глубоководный желоб?), нижний карбон – аргиллитами и известняками.

Средний девон Томь-Колыванской зоны сложен вулканитами пестрого состава, фациально замещающимися осадочными породами, верхний девон – песчано-глинистыми флишевыми отложениями. Общая мощнось девонских отложений достигает здесь 5 км. Девонские отложения, слагающие описываемую зону, смяты в линейные складки и надвинуты в юго-восточном направлении на Кузнецкий прогиб.

В режиме пассивных континентальных окраин палеоокеанов – структур обрамлявших межконтинентальные и задуговые (со стороны континента) рифтогенно-спрединговые океанические бассейны, в пределах Кузнецко-Саяно-Тувинской подобласти в рифее – начале раннего кембрия развивались названные выше палеомикроконтиненты, а также западная окраина Сибирского кратона (см. описание Енисейского кряжа и Восточного Саяна).

Позднее (в позднем кембрии – силуре) в сходной геодинамической обстановке – режиме остаточных внутриконтинентальных мелководных (?) бассейнов – развивались Западно-Саянский и Хемчикско-Систигхемский «прогибы», заложенные в пределах преддуговых бассейнов (на остаточных островных дугах) – аккреционных призмах раннего-среднего кембрия и между ними.

Верхний кембрий-нижний силур Западного Саяна сложен мощной (до 10-15 км) флишевой толщей, деформированной (смятой в складки) в позднем силуре. Аналогичное строение и состав имеют и отложения, выполняющие Хемчикско-Систигхемскую структуру: мощность отложений 4,5-7,5 км, состав – терригенный (сероцветный флиш, на северо-востоке силур сложен красноцветными молассами).

В Салаиро-Алтайской подобласти геодинамический режим пассивных континентальных окраин проявлялся в те же периоды:

- в рифее-раннем кембрии – в пределах структур типа палеомикро-континентов (см. выше);

- в позднем кембрии-раннем силуре – в пределах восточной окраины Чарского (Зайсанского) палеокеана (современные Горноалтайский и Салаирский мегантиклинории, а также Западно-Саянский синклинорий).

В этот последний период основанием (цоколем) пассивной окраины являлись как палеомикроконтиненты рифея – раннего кембрия, так и спаявшие их, сформированные ранее в большей или меньшей степени разрушенные офиолитовые сутуры и островодужные ансамбли. Отложения, образованные в это время, объединяются в горноалтайскую серию. Они характеризуются большой мощностью (до 5-7 км), преимущественно терригенным (флиш), а в верхних частях разреза – терригенно-карбонатным составом. В некоторых структурах (Уймено-Лебедский синклинорий) ордовик и нижний силур сложены зеленоцветными и, в меньшей степени, красноцветными молассами. Складкообразование отложений, сформированных в пределах пассивной окраины Чарского палеоокеана датируется поздним силуром. В современной структуре Горного Алтая позднекембрийские-силурийские отложения образуют серию северо-северо-западного простирания антиклинорных (Талицкий, Холзунско-Чуйский, Салаирский антиклинории) и синклинорных (Чарышский, Уймено-Лебедский, Ануйско-Чуйский синклинории) структур.

- на границе среднего и позднего рифея (Восточный Саян, Гарганская глыба Тувино-Северомонгольского палеомикроконтинента);

- в среднем-позднем кембрии (западная и южная окраины Томского, северная и западная – Тувино-Северомонгольского палеомикроконтинентов);

- раннем девоне–эйфеле (большая часть Алтае-Саянской области, исключая Иртышско-Зайсанскую зону; Восточный Саян).

Приурочены ВПП к палеограницам (периода их формирования) островодужно-офиолитовых блоков земной коры с континентальными (окраины континентов и палеомикроконтинентов) и всегда смещены в сторону последних.

Фиксируются ВПП широким проявлением интрузий надсубдукционных тоналитов, плагиогранитов, гранодиоритов и гранитов. С этим периодом развития подвижных поясов связано проявление мощных процессов горообразования, сопровождающихся формированием межгорных впадин, нижние части разреза которых сложены континентальными терригенно-эффузивными отложениями разнообразного состава.

Наибольшей сохранностью в Алтае-Саянской области характеризуются вулкано-плутонические пояса и синхронные им по времени заложения межгорные впадины и прогибы девонского (доживетского) возраста (Тувинская, Минусинская впадины и Кузнецкий прогиб). Фундаментом ВПП девонского возраста являлись здесь интенсивно деформированные в позднем силуре и прорванные интрузиями коллизионных гранитов того же возраста геологические комплексы докембрия – раннего палеозоя.

Разрез девона-карбона Тувинской межгорной впадины имеет следующий вид:

- нижний девон-эйфель сложены эффузивно-терригенной континентальной толщей мощностью около 5 км, прорванной интрузиями гранитоидов;

- живет-верхний девон, несогласно залегающий на нижней толще, представлен терригенными лагунно-континентальными отложениями мощностью до 5 км;

- каменноугольная система сложена туфогенно-терригенной толщей мощностью до 1,5 км.

Минусинская впадина имеет подобное строение. Она выполнена в основном континентальными вулканогенными (нижний девон-эйфель) и терригенными отложениями девона мощностью до 8-10 км, перекрытыми каменноугольно-пермской существенно терригенной толщей небольшой мощности. В этой структуре также широко проявлен доживетский гранитоидный магматизм.

Кузнецкий прогиб сложен вулканогенно-терригенными континентальными отложениями нижнего-среднего девона (2-3 км) и морскими терригенно-карбонатными породами верхнего девона (4-6 км). Венчает разрез прогиба континентальная угленосная терригенная толща карбона-перми общей мощностью, достигающей 6-8 км.