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

- морская терригенная толща (конгломераты, аркозовые песчаники и алевролиты) общей мощностью 4-5 км (средний лейас – мальм);

- терригенная угленосная лимническая толща мощностью 1,5 км (нижний мел).

Наряду с описанными в пределах Буреинского массива наблюдается многочисленные блюдообразные впадины типа неглубоких синеклиз и мульд, выполненные кислыми и средними эффузивами и туфами в ассоциации с терригенными континентальными отложениями. Возраст слагающих эти впадины отложений датируется ранним-поздним мелом.

В это время Буреинский блок Ханкайско-Буреинского массива в очередной раз входит в состав активной континентальной окраины Тихоокеанского подвижного пояса. В это время Западно-Сихоте-Алинская зона представляет собой аккреционную призму, а ХБПМ – магматическую (в основном, вулканическую) дугу и, частью, вероятно, зону тыловодужного рифтогнеза.

Кайнозойский этаж. После непродолжительного (палеоген) периода платформенного развития в краевых частях ХБПМ, начиная с неогена, проявились процессы эпиплатформенного орогенеза. В это время возникли низко-, среднегорные хребты Тукуринга, Джагды, Турана, Буреинский, Цаоелин и Синий.

В то же время в осевой (ядерной) части ХБПМ платформенные обстановки продолжают проявляться и до настоящего времени. Эти области известны как Амурско-Зейская, Зейско-Буреинская и Ханкайская равнины.

Обобщенный разрез верхнего кайнозоя названных равнин имеет следующий вид (снизу вверх):

- пески, галечники;

- глины, алевриты, мелкозерные пески, бурые угли;

- озерно-болотные отложения.

В разрезе этих впадин формируются мощные (до 1-2 км) толщи континентальных отложений различного происхождения. Это аллювиальные, озерные, озерно-болотные отложения, а также отложения склонового ряда.

После завершения позднепротерозойской-раннепалеозойской коллизии, в результате которой оказались аккретированными («спаянными») пассивная континентальная окраина Сибирского кратона, Баргузинский и Малханский ПМК, Забайкальский сегмент Палеоазиатского океана сместился южнее и был локализован в области, заключенной между южным фасом Алдано-Станового щита и Малханского кристаллического массива, - с одной стороны, и Ханкайско-Буреинским, Аргунским и Северо-Монгольским ПМК – с другой.

В начале герцинского этапа развития региона (девон-ранний карбон) океаническая кора этого (Восточно-Забайкальско-Охотского) бассейна, продуцировавшаяся в пределах рифтинго-спрединговых структур (офиолиты этого возраста известны от Восточного Забайкалья до Охотского моря), поглощалась в зоне субдукции, сформированной южнее Малханского кристаллического массива и падавшей под него. Результатом функционирования этой зоны субдукции является сформированный в это время геодинамический ансамбль активной континентальной окраины андийского типа, в составе которого выделяются следующие зоны:

- преддуговой прогиб (Даурская зона и, вероятно, Малханский и, частью, Баргузинский массивы) – область формирования терригенных и кремнисто-терригенных отложений;

- вулкано-плутонический пояс (Баргузинский массив, южная часть Байкало-Витимской зоны) – ареал развития интрузий гранитов и гранодиоритов асимметрично- зонального строения (в направлении на СЗ ощутимо возрастает роль гранитов);

- зона тыловодужного рифтогенеза (северная часть Байкало-Витимской зоны) – область проявления щелочного интрузивного магматизма (нефелиновые сиениты и щелочные граниты, монцосиениты и др.).

Отметим здесь, что в это время (D-С₁) Алдано-Становой щит, Ханкайско-Буреинский и Аргунский ПМК развиваются в геодинамическом режиме пассивных континентальных окраин. Свидетельством этому является фрагментарное развитие на их окраинах в основном терригенных и карбонатных отложений и полное отсутствие каких-либо проявлений магматизма.

В среднем-позднем карбоне геодинамическая ситуация в регионе разительно изменяется. В это время в пределах Байкало-Витимского пояса, Баргузинского и Малханского кристаллических массивов и Джидинско-Селенгино-Верхневитимского пояса формируется ВПП СВ простирания и симметрично-зонального строения. В осевой его части (Баргузинский массив) картируется зона развития интрузий граносиенитового состава шириной около 100 км и протяженностью более 500 км, обрамленных ареалом проявления гранитов и, далее – по мере удаления от оси пояса – гранодиоритов.

На северо-востоке описываемый ВПП «вклинивается» в область, пограничную между Становым и Алданским геоблоками Алдано-Станового щита, и такжек, как и в обрамлении ВПП, интрузии здесь представлены гранодиоритами. Отмеченное симметрично-зональное строение пояса с постепенным уменьшением щелочности интрузий гранитоидов в направлении от осевой линии характерно для современных активных континентальных окраин кордильерского типа и структур плюмового типа.

Как полагают некоторые исследователи, ВПП кордильерского типа представляют собой области континентальной коры, под которыми функционирует погруженная по пологопадающей зоне субдукции рифтогенно-спрединговая структура, как бы проплавляющая континентальную кору и инициирующая проявление интрузивного корового гранитоидного магматизма со щелочным уклоном. Другие объясняют возникновение подобных поясов и областей функционированием мощных гигантских плюмов мантийного происхождения.

В пермско-раннетриасовое время продолжается функционирование Палеоазиатского океана, как бассейна рифтогенно-спредингового типа: в ряде тектонических блоков в его контурах наряду с отложениями пассивно-окраинного типа установлены офиолиты пермского и раннетриасового возраста.

В это время в обрамляющих Восточно-Забайкальский сегмент палеоокеана континентальных блоках (юго-западная часть Алдано-Станового щита и Малханский массив – с одной стороны и Аргунский массив – с другой) формируются два ВВП.

Первый вулкано-плутонический пояс (Монголо-Забайкальская провинция щелочных гранитов и сиенитов) размером в плане 350 км х более 1000 км имеет СВ простирание. Пояс представлен интрузивами и полями развития эффузивов разного состава и возраста: гранитами, гранодиоритами, граносиенитами, сиенитами и, редко, нефелиновыми сиенитами.

В пределах пояса намечается 2 типа зональности:

На северо-востоке пояс тупо выклинивается в ЮЗ части Алдано-Станового щита (здесь развиты интрузии гранодиоритов) и далее следует в виде узкой ветви, постепенно выклиниваясь на север по границе щита и УАПП в виде полосы развития интрузий монцонитов.

Приведенные данные позволяют предположить, что этот ВПП был сформирован в области господства геодинамического режима активных континентальных окраин андийского типа.

Второй пояс гранитных и гранодиоритовых интрузий имеет ССВ направление, его размеры составляют 250 х 250 км (в пределах России). Пояс локализован в пределах Аргунского массива и его обрамления. Возраст интрузий в пределах пояса позднепермский, что говорит о более позднем его формировании по сравнению с первым.

Восточнее Восточно-Забайкальского сегмента Палеоазиатский океан развивается как нормальный межконтинентальный рифтогенно-спрединговый бассейн без обрамляющих его зон субдукции.

В среднем триасе-начале средней (?) юры Восточно-Забайкальский сегмент Палеоазиатского океана начинает вырождаться (вулканогенно-кремнистые отложения сменяются терригенными) и в средней-поздней юре «захлопывается». «Захлопывание» этого сегмента сопровождается коллизией Малханского и юго-западной части Алдано-Станового массивов с Аргунским ПМК и формированием здесь коллизионного ВПП шириной до 250 км и протяженностью более 1000км. В составе пояса преобладают интрузии гранитов и гранодиоритов. Достаточно мощно проявлен и эффузивный магматизм, но более широкого диапазона: от базальтов (трахибазальтов) до риолитов.

В средней-поздней юре – раннем мелу в обрамлении и теле Алдано-Станового щита формируется и функционирует геодинамический ансамбль активной континентальной окраины андийского типа, в состав котрого входят:

- преддуговой прогиб (Удский);

- вулкано-плутонический пояс (субширотный пояс интрузий гранитов Станового геоблока шириной до 100 км и длиной около 1000 км);

- зона тыловодужного рифтогенеза (Чульманская и др. юрские впадины и севернее – пояс интрузий сиенитов).

В раннем мелу на территории Восточного Забайкалья и юго-западной части Станового геоблока (примерно до долготы 121^о в.д.) формируется протяженная (более 1500 км) и широкая (более 500 км) зона (пояс) проявления геодинамического режима эпиколлизионного внутриконтинентального рифтогенеза. В этой зоне формируется большое количество рифтогенных структур, выполненных озерными угленосными отложениями. Некоторые из впадин сложены эффузивами основного состава.

Следует подчеркнуть, что геодинамические события, происходившие в течение средней юры-раннего мела в восточной (Приохотской – восточнее долготы 121^о) части УАПП, разительно отличались от описанных для Восточно-Забайкальского сегмента.

Начало коллизионных событий, сопровождавшихся проявлением интрузий гранодиоритов и эффузивным магматизмом среднего-кислого состава в Тукуринской и Джагдинской зонах и обрамляющих их Становом и Буреинском массивах, датируются ранним мелом.

В описываемый период (ранний мел – начало позднего мела) на юго-восточной окраине Евразийского континента (юго-восточная часть Верхояно-Чукотской позднекиммерийской области, восточная часть Алдано-Станового щита и аккретированного к нему Ханкайско-Буреинского ПМК) закладывается и функционирует Охотско-Чукотско-Катазиатский ВПП – элемент геодинамического ансамбля активной континентальной окраины андийского типа.

ТИХООКЕАНСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС
В состав Тихоокеанского подвижного пояса (ТПП) входят следующие складчатые сооружения и тектонические структуры другой природы:

- Таймыро-Североземельская область;

- Верхояно-Чукотская складчатая область;

- Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс;

- Анадырско-Корякская складчатая система;

- Олюторско-Камчатская складчатая зона;

- Складчатые сооружения Сихотэ-Алиня и Сахалина;

- Охотоморская впадина;

- Беринговоморская впадина (Командорская и Алеутская котловины);

- Хребет Гаккеля и Момский рифт.

Систематическое геологическое изучение Таймырского полуострова началось в 1930 гг. и также связано с именем геолога Урванцева.

В составе Таймыро-Североземельской области выделяют три мегазоны: Северо-Таймырскую,Южно-Таймырскую и Северо-Земельскую. Южная граница области с Сибирской платформой перекрыта юрско-меловыми отложениями, выполняющими Пясино-Хатангский прогиб (приложение 8).

Североземельско-Таймырская складчатая область подразделяется на три мегазоны: Северо-Таймырскую (включающую также юго-восточную часть Северной Земли), Североземельскую (северо-западная часть архипелага Северная Земля) и Южно-Таймырскую. Первая из мегазон по времени проявления складчатых деформаций относится к байкальским, вторая – к каледонским – раннегерцинским, третья – к раннекиммерийским структурам.

Северо-Таймырская зона, сложенная складчатыми комплексами докембрия и кембрия, прорванными интрузиями разновозрастных гранитоидов, в новейшее время развивается в платформенном режиме: амплитуды новейших воздыманий не превышают 100-200 м. В геоморфологическом отношении эта область представляет собой низкую денудационную с маломощным элюво-делювиальным (солифлюкционным) покровом четвертичных отложений равнину. В пределах Североземельской части зоны развиты также морские, ледниковые и ледниково-морские отложения квартера.

Северо-Земельская мегазона, сложенная пологоскладчатыми терригенно-карбонатными отложениями ордовика-силура, в новейшее время также развивалась в платформенном режиме. В геоморфологическом отношении она представляет собой аккумулятивную морскую низкую равнину.

Южно-Таймырская мегазона (сложена деформрованными терригенными и вулканогенными отложениями кембрия-триаса) в неогене-квартере развивалась в геодинамическом режиме эпиплатформенного оргенеза: амплитуда новейших воздыманий в ее пределах составили 200-800 м. В результате в осевой части мегазоны сформировались низкогорное пологосклонное сооружение – горы Бырранга. Это область широкого проявления денудационных и аккумулятивных процессов. Преобладающими среди формирующихся четвертичных отложений делювиального и коллювиального генезиса.

Пясино-Хагангская юрско-меловая впадина (прогиб) сложена горизонтально залегающими в основном терригенными отложениями, перекрывающими палеозойское-мезозойское складчатое (Таймыр) и платформенное (Сибирская платформа) основание. В новейшее время – это область проявления платформенного геодинамического режима: аккумулятивная низкая равнина - северный сегмент Северо-Сибирской низменности. Отложения, слагающие эту впадину, представлены водно-ледниковыми, ледниковыми, озерными и, частью, морскими четвертичными отложениями.

Северо-Таймырская мегазона (Карский массив, по В.Е.Хаину) подразделяется на 2 зоны: Шренк-Ленинградскую (Шренк-Фаддеевскую) и Северную (Челюскинскую), продолжающуюся в восточной части Северной Земли. В разрезе Шренк-Ленинградской зоны выделяют следующие стратиграфические элементы (снизу вверх):

- тревожинская серия (AR?-PR₁) сложена ортоамфиболитами, амфиболовыми, гранат-биотитовыми гнейсами с прослоями мраморов и кварцитов; мощность серии более 5 км; слагающие серию породы метаморфизованны в условиях амфиболитовой фации, мигматизированы и гранитизированы;

- чукчинская серия (лаптевская свита) представлена комплексом метаморфизованных в зеленосланцевой фации кислых и основных вулканитов (фельзиты, туфы, скилиты, порфириты), филлитов и кварцитов предполажительно ранне-среднерифейского возраста мощностью в первые километры; комплекс дислоцирован, слагающие его породы смяты в линейные складки, в зонах разрывных нарушений наблюдаются тектонические блоки (протрузии) ультрамафитов; геодинамическая обстановка формирования комплекса может быть определена как океаническая (рифтогенно-спрединговая) и островодужная;

- становая свита (R₂?-R₃), несогласно перекрывающая отложения лаптевской свиты, сложена (снизу вверх): конгломератами с галькой гранитов, пестроцветными кварцевыми и полимиктовыми песчаниками и филлитами, водорослевыми доломитами, реже известняками со строматолитами; общая мощность свиты 1,5-4 км; отложения формировались в мелководной обстановке.

Отложения становой свиты на востоке зоны несогласно перекрыты конгломератами и гравелитами кембрийского возраста.

В пределах мегазоны широко развиты гранитные интрузии позднерифейского и позднепалеозойского (карбон-пермь) возраста. Последние сложены в основном гранитами, реже гранодиоритами, щелочными гранитами и гранитогнейсами.

В истории развития мегазоны в неогее реконструируются следующие сменяющие друг друга во времени геодинамические обстановки:

- рифтогенно-спрединговая (R₁-R₂);

- островодужная (R₁-R₂);

- коллизионная (R₂?-R₃).

Наблюдаемый стратиграфический разрез мегазоны имеет следующий вид (снизу вверх):

- юдомий сложен доломитами (мощность несколько сотен метров);

- кембрий представлен конгломератами и песчаниками, сменяющимися выше по разрезу слоистыми и массивными известняками, в том числе глинистыми и, наконец, черными известковисто-глинистыми сланцами (0,6-1,2 км);

- ордовик сложен: в северной зоне – карбонатно-глинистой (известняки, мергели, глинистые сланцы) толщей мощностью около 0,8 км, в южной – мелководными известняками, доломитами и мергелями мощностью до 2,5 км;

- силур представлен: в северной зоне – глинистыми и кремнистыми сланцами, глинистыми известняками и доломитами (0,5 км), в южной – известняками, доломитами и доломитовыми известняками (0,8 км);

- девон сложен: в северной зоне – глинистыми, известково-глинистыми сланцами и глинистыми известняками (1 км), в южной – мергелями, доломитами и гипсами (1,5-2 км);

- нижний карбон представлен органогенными известняками, частично битуминозными (0,5-1,2 км);

- пермь сложена песчано-алеврито-глинистыми осадками с пачками известняков (до 4 км);

- нижний триас представлен континентальным вулканическим (трапповым) комплексом мощность до 2-3 км, в восточной части мегазоны – континентальными прибрежно-морскими терригенными отложениями.

Палеозойские и нижнетриасовые отложения прорваны мелкими штоками граносиенитов, сиенитов и нефелиновых сиенитов, датируемых поздним триасом - ранней юрой. Процессы складкообразования в пределах мегазоны происходили синхронно с гранитообразованием.

Анализ показывает, что в течение палеозоя мегазона входила в состав мобильного (подвижного) внутриконтинентального (на континентальной коре) широтного по простиранию прогиба, расположенного севернее (на северной окраине) Сибирской платформы. Северным бортом этого прогиба (по крайней мере в ордовике-девоне) являлась вероятно Северо-Земельская мегазона. Об этом свидетельствует сходство разрезов названных мегазон как по составу, так и по повышенной (7,0-7,5 км – в Северо-Земельской и до 10-11 км – в Южно-Таймырской зонах) мощности слагающих их отложений.

Ордовикские отложения в пределах мегазоны представлены карбонатно-терригенной толщей (мощность 2-2,5 км), силурийские сложены мелководными карбонатными отложениями (до 2,5 км) и, венчающие разрез девонские – пестроцветными терригенными, карбонатными и сульфатными отложениями (до 2-2,5 км).

Ордовикские и девонские отложения, слагающие мегазону формировались, вероятно, в пределах внутриконтинентального (на континентальном основании) прогиба в обстановке повышенной подвижности земной куры, о чем свидетельствует большая мощность сформированных в означенное время отложений.

Основные вехи геологического развития Таймыро-Северо-Земельской области в неогее могут быть представлены следующим образом:

- ранний (?)-средний рифей – функционирование на территории Северо-Таймырской мегазоны спредингового (на океанической коре) бассейна, возможно, типа современного красноморского; в осевой его части происходили процессы офиолитогенеза; позднее, в контурах бассейна сформировались островодужные сооружения (энсиматическая дуга или дуги);

- конец среднего-поздний рифей – проявление коллизионных событий и сопровождавших их складкообразования, гранитогенеза и др., связанных с закрытием (захлопыванием) островодужно-спредингового бассейна;

- венд-пермь (ордовик-девон – на Северной Земле) – функционирование континентального (на континентальной коре) шельфового бассейна, в пределах которого, в основном в условиях повышенной мобильности происходило формирование терригенно-карбонатных отложений большой мощности (7-11 км), в конце эпохи – мощная фаза гранитогенеза, связанная с закрытием этого бассейна;

- ранний триас – проявление в южной части области траппового эффузивного магматизма;

- конец триаса - начало юры – проявление процессов складкообразования (древнекиммерийская фаза тектогенеза) и интрузивного гранитного магматизма.

- мел-палеоген (на большей части территории – юра-квартер) – господство платформенного режима;

- неоген-квартер – проявление в пределах Южно-Быррангеной зоны процессов эпиплатформенного орогенеза низкой интенсивности, результатом чего явилось формирование низких гор Бырранга; остальная часть области и в новейшее время продолжает развиваться в платформенном режиме.


Верхояно-Чукотская складчатая область
На западе и юго-западе Верхояно-Чукотская область (ВЧО) граничит с Сибирской платформой, на юге и юго-востоке складчатые ее структуры несогласно перекрыты вулканитами и прорваны интрузиями, принадлежащими Охотско-Чукотскому вулкано-плутоническому поясу, на севере – перекрыты позднемезозойским-кайнозойским чехлом современных Лаптевоморской, Восточно-Сибирской и Чукотской пассивноокраинных областей.

В орографическом отношении в пределах ВЧО наблюдается сочетание крупных средневысотных хребтов (Верхоянский, Черского, Момский), плоскогорий (Эльгинское и др.) и аккумулятивных низменностей (Колымская, Яно-Индигирская). Юго-западную часть ВЧО занимают вытянутый в северо-западном направлении протяженный (около 2000 км), широкий (до 200 км) S-образный средневысотный (с абс. отм. до 2-2,4 км) Верхоянский хребет (в южной части – хр.Сетте-Дабан). Северо-восточнее простирается хребет Черского с высотами до 2,5-3,15 км и Момский.

Между Верхоянским и Черского хребтами находятся Янское, Эльгинское и Оймяконское плоскогорья. К северу и северу-востоку от Момского хребта локализованы Алазейское и Юкагирское плоскогорья и Колымское нагорье (высоты до 1-1,6 км).

В самой северо-восточной части находятся Олойский, Анюйский и Чукотский хребты. Северную часть области занимают Яно-Индигирская и Яно-Колымская низменности, граничащие с шельфом морей Лаптевых и Восточно-Сибирского.

В составе ВЧО выделены следующие структурные элементы (приложение 9):

- Предверхоянский краевой прогиб;

- Верхояно-Индигирская складчатая система;

- Колымо-Омолонский массив;

- Уяндино-Ясачненский межструктурный вулкано-плутонический пояс;

- Новосибирско (Анюйско)-Чукотская складчатая система.

Залегание мезозойского терригенного комплекса пологое моноклинальное в западной части прогиба и линейно-складчатое – в восточной.

В строении Верхоянского (на юге – Сетте-Дабанского) мегантиклинория принимают участие отложения карбона- перми и, отчасти, триаса, смятые в линейные умеренно и сильно сжатые складки.

В пределах Яно-Индигирского синклинория, на юго-востоке расщепляющегося на два (Южно-Верхоянский и Индигиро-Колымский, «облегающие» Охотский массив), наиболее широко развиты терригенные отложения триасового возраста. Синклинорий характеризуется полого-складчатой (развиты гребневидные и куполообразные складки) структурой.

Верхояно-Индигирская складчатая система, начиная с рифея и до средней юры, представляла собой пассивную континентальную окраину Сибирского кратона. В ее контурах на дорифейском складчатом основании залегают (снизу вверх)

- рифейский карбонатно-терригенный комплекс;

- венд-среднепалеозойский карбонатный (местами с кремнистыми и вулканогенными породами в составе) комплекс;

- позднепалеозойский-раннемезозойский (средний карбон-средняя юра) морской терригенный комплекс (Верхоянский комплекс).

Суммарная мощность осадочного чехла в пределах Верхояно-Индигирской системы изменяется от десятков и первых сотен метров в областях выхода на дневную поверхность фундамента (Охотский массив) до 4-5 км (Яно-Индигирский мегасинклинорий) и более.

Рифейско-среднеюрский осадочный комплекс в эпоху позднекиммерийской складчатости (поздняя юра – ранний мел) был деформирован и в восточной, северо-восточной своей части (обрамление Колымского массива) прорван интрузиями гранитоидов, образующими Уяндино-Ясачненский коллизионный вулкано-плутонический пояс.