Курс лекций по "Геологии России"

Центральный сегмент. Это узкие редкие клинья метаморфические сланцев, небольшие тела габбротоналитов. Недавно обнаружены узкие полосы морских Т и J отложений.

Западный сегмент. Разное простирание. В основном разрез из обломочных пород (турбидитная серия) D-C. На востоке, в Агинском блоке, разрез наращивался морскими Т и J отложениями. По-видимому, в Чиронском прогибе это непрерывная серия Pz–Mz. Здесь деформация проявилась надвигами и образованием гранито-гейсовых куполов в J₂.

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

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

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

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

С юга этот сегмент  сопровождается офиолитовыми зонами: 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)

Итак:

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.

 

Проектное задание:

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

 

Тестовые  задания

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).

 

Контрольные вопросы  для самостоятельной подготовки к тестированию:

1.Время формирования  М-О складчатой области.

2.Признаки коллизионного  строения М-О складчатой обласи.

3.Геологическое строение  Западного сегмента.

4.Геологическое строение  Центрального сегмента.

5.Геологическое строение  Восточного сегмента.

6.Полезные ископаемые  М-О складчатой области.

 

 

МОДУЛЬ 5. МЕЗОЗОЙСКИЙ  СКЛАДЧАТЫЙ ПОЯС

 

Цель модуля 5 – показать особенности строения пояса мезозойской  складчатости, окаймляющей азиатскую  часть нашей страны. Особенность заключается в акреционном строении пояса, сформировавшегося в условиях субдукции океанической коры Тихого океана.

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

 

Верхояно-Чукотская  складчатая область

 

Мезозоиды Северо-Востока  занимают северо-восток Азии (регионы  Верхоянья, Колымы, Чукотки).

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

Итак, структура Северо-Востока  образовалась аккреционным путем, в  результате столкновения 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 без несогласий лежит на рифейско-раннепалеозойском комплексе.

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

 

Колымская структурная  петля

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

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