Читайте также:
|
В истории формирования континетальной коры и структуры Таймыро-Североземельской области можно наметить несколько наиболее важных этапов, разделенных крупными тектоническими событиями на рубеже рифея-венда и в позднем палеозое. Начало формирования региона, нужно отнести к позднему рифею. На этом этапе в результате столкновения островной дуги с континентальными блоками (Мамонто-Шренковским, Фаддевским и пр.) образовался Центрально-Таймырский аккреционный террейн. Последующая коллизия с Сибирским континентом в конце рифея привела к обдукции комплексов Центрально-Таймырского аккреционного блока на южную окраину Сибири. С венда континентальная окраина, включающая Центрально-Таймырский аккреционный блок, становится пассивной со свойственным платформенным режимом развития. Происходит накопление карбонатных и карбонатно-сланцевых отложений эпиконтинентального моря. В позднем кембрии формируется глубоководный бассейн с отчетливыми чертами линейно вытянутого прогиба. Ось этого глубоководного трога располагалась южнее зоны причленения Центрально-Таймырского аккреционного блока к континенту, во фронтальной части Пясино-Фаддеевского надвига. Для Центрально-Таймырской зоны на ранний палеозой характерен терригенно-карбонатный тип разреза начинающийся молассовой толщей. Для области сочленения типичны осадочные фации глубоководный впадины представленные углеродисто-кремнисто-сланцевыми толщами. Для Южно-Таймырской зоны характерно развитие существенно карбонатной прибрежно-морской формации. В условиях континентального склона и подножия Карского террейна, удаленного все это время от Сибирской окраины происходило накопления флишоидных толщ и формирование чехла. Новый активный этап в развитии Таймырской складчатой области связан со столкновением окраины Сибири с Карским микроконтинентом в конце карбона-перми. Отражением этого события является региональный метаморфизм, внедрение коллизионных гранитоидов, качественная смена осадконакопления. Продолжающееся в конце палеозоя интенсивное горизонтальное сжатие привело к расчешуиванию раннепалеозойских комплексов, обновлению древних и формированию новых надвиговых структур. Заключительные стадии развития орогена на границе перми - триаса привели к формированию крупных зон растяжения перед фронтом Таймырских складчатых сооружений и заложению Енисей-Хатангского прогиба. Внутриконтинентальный рифтогенез вызванный надвиганием Карского геоблока сопровождался интенсивным трапповым вулканизмом и формированием небольших плутонов субщелочных и щелочных гранитов, сиенитов, типичных для внутриплитных обстановок. Начиная с юры, Таймырско-Североземельская складчатая область вступила в платформенный этап развития.
48.Таймыро-Североземельская складчато-покровная область: границы и основные структурные элементы.
Геологические комплексы п-ова Таймыр и архипелага Северная Земля формируют складчато-покровную структуру арктической части Сибири. Естественной южной границей распространения складчато-покровных образований области является меловой-кайнозойский Енисейско-Хатангский прогиб, отделяющий их от недеформированного чехла Сибирской платформы. Материковую часть области омывают воды Карского моря и моря Лаптевых. В акватории этих бассейнов Северного Ледовитового океана располагаются четыре крупных острова: Большевик, Октябрьской Революции, Пионер и Комсомолец, составляющие основу архипелага Северная Земля.
В структуре Таймыро-Североземельской складчато-надвиговой области можно выделить три крупные тектонические зоны В-С-В простирания: Южно-, Центрально- и Северо-Таймырская. Границами зон являются крупные хорошо выраженные разломы надвигового типа: Пясино-Фадеевский и Главный Таймырский. Протяженность структурных зон составляет не менее 1000 км, а общая ширина - более 300 км. Южная граница области скрыта под мезозойско-кайнозойскими отложениями Енисей-Хатангского прогиба, Северная окраина области представляет собой современный окраинно-континентальный осадочный бассейн Карского моря
Южно-Таймырская зона представлена глубоким прогибом, выполненным мощной толщей осадков конца докембрия - палеозоя и вулканогенно-осадочными образованиями верхов перми и триаса. Все отложения, в той или иной степени, дислоцированы. Пликативные и дизъюнктивные нарушения конформны основным структурам области, а их амплитуда постепенно снижается в направлении к платформе, что говорит о формировании структуры в условиях сильного тектонического давления со стороны Центрально- и Северо-Таймырской зон.
По типу разрезов Южно-Таймырская зона может быть подразделена на две подзоны - карбонатную Северро-Быррангскую и осадочно-вулканогенную Южно-Быррангскую, границей между ними является Пограничный надвиг. Разрез северной подзоны представлен существенно карбонатными, в том числе рифогенными породами. Южная подзона отличается доминирующим распространением терригенных образований, формировавшихся мелководной прибрежно-морской обстановке. Верхняя часть этого разреза насыщена вулканогенными образованиями трапповой формации перми-триаса, включая потоки базальтов, силлы и дайками долеритов. Кроме того присутствуют мелкие штоки, небольшие массивы, а также дайки средне-позднетриасовых габброидов, гранодиоритов, гранитоидов и сиенитов субщелочного и щелочного ряда,
В целом карбонатно-терригенный тип разреза Южно-Таймырской зоны близкий по своему строению чехлу Сибирской платформы отчетливо свидетельствует об обстановке пассивной континентальной окраины в течение неопроотерозоя и почти всего палеозоя. Присутствие в верхах разреза характерных вулканогенно-осадочных и интрузивных образований, а также структурное положение свидетельствуют о том, что их формирование происходило во внтуриплитных условиях и связано с раскрытием Енисей -Хатангского внутриконтинентальной рифта, заложение которого по времени совпадает или близко к эпизоду пермо-триасового траппового магматизма на Сибирской платформе и прилегающих территориях
Центрально-Таймырская зона имеет более сложное строение, обусловленное ее аккреционной природой. В строении этого пояса участвуют разновозрастные дорифейские и рифейские осадочные, вулканогенные и интрузивные образования, претерпевшие метаморфические и гидротермально-метасоматические изменения разных фаций и типов. Блоки и пластины сложенные этими породами различны как по составу, так и геодинамическим условиям образования - от континентальных до океанических. Указанные комплексы в конце рифея были собраны в единый аккреционный пояс и перекрыты венд-раннекаменноугольным чехлом осадков.
К наиболее наиболее древним (протерозойским) комплексам относятся кристаллические образования Мамонто-Шренковского и Фаддеевского террейнов, представленные высокометаморфизованными терригенными и карбонатными породам, а также метабазитами и базитами. Терригенные породы преобразованы в плагиогнейсы и кристаллические сланцы, а базиты изменены до амфиболитов. Среди них отмечаются дайки метаморфизованных габброидов, широко представлены тела гранитов, гранито-гнейсов и мигматитов. В меньшей степени присутвуют кварциты и мраморы. Для периферийных частей блоков характерны метаморфиты повышенных давлений вплоть до эклогитовой фации. Состав метаморфитов и PT-условия метаморфизма позволяют предполагать, что преобразование пород Мамонто-Шренковского и Фаддевского блоков связаны с тектоническими движениями в зонах субдукции. Время метаморфизма и становления гранитоидов в пределах этих блоков по данным изотопного датирования оценивается интревалом 850-620 млн.лет. Гранитоиды имеют петрохимические характеристики отвечающие коллизионным гранитам, модельный Sm-Nd возраст сиалической коры из которой были выплавлены граниты указывает на ранний протерозой 1800-1900 млн.лет.
Описанные кратонные террейны окружены вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами островодужного генезиса и офиолитами. Последние в обрамлении Фаддевского террейна формируют два пояса Челюскинский Становской. Океанские и островодужные комплексы, как правило, пространственно сближены и претерпели метаморфизм в основном зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. В составе вулканитов с одной стороны преобладают толеитовые метабазальты океанской серии, тесно ассоциирующие с серпентинизированными гипербазитами, метгабброидами и габбро-диабазами силлового-дайкого комплекса, а с другой стороны метариолит-андезит-базальтовая формация известково-щелочной серии островной дуги. Нередко вулканогенные островодужные формации переходят в вулканогенно-осадочные, характерные для задуговых бассейнов с большим количеством туфогенного материала. К этой же ассоциации относятся линзы, пачки и тектонические клинья карбонатных пород и турбидитов. Для субдукционных комплексов также характерно развитие плагиогранитов. Выплавление плагиогранитов происходило 740 млн.лет назад из коры с возрастом 785-850 млн.лет. Время метаморфизма соответствует рубежу 620 млн.лет.
В центральной части зоны размещаются кристаллические блоки перекрытые чехлом рифейских карбонатных пород, в основном доломитов. В результате аккреции таких карбонатных блоков, а также Мамонто-Шренковского, Фаддевского террейнов к позднерифейской островной дуге была образована Центрально-Таймырская тектоническая единица. Столкновение этого аккреционного блока с Сибирским континентом произошло в вендское время. Индикатором этого события является молассоидная формация, в составе который присутствуют продукты размыва сиалического фундамента, и позднерифейские коллизионные граниты.
Все вышеперечисленные комплексы Центрально-Таймырской зоны перекрыты палеозойским осадочным чехлом, маркирующим спокойный платформенный режим развития окраины континента. В составе плитного комплекса наряду с вендской грубообломочной молассой, входят аргиллиты, алевролиты и черные глинистые граптолитовые сланцы с прослоями известняков и доломитов, формирующие основную часть разреза от низов кембрия до девона, включительно. Присутствие в разрезе граптолитовых сланцев говорит о более губоководных условиях формирования нежели шельфовые осадки, характерные для Южно-Таймырской зоны.
Северо-Таймырская зона, представляет собой склон и подножье Карского микроконтинента. Дорифейский фундамент этой микроплиты прослеживается на значительную часть Карского шельфа. Основные элементы структуры Карской плиты ориентированы в соответствии с простиранием коллизионных поясов и крупнейших правосторонних разломно-сдвиговых зон ее южного дугообразного ограничения. На западе продолжения структур плиты резко обрываются меридионально наложенным прогибом Св.Анны. В рельефе дна он выражен одноименным неотектоническим желобом. На юго-восток от желоба трассируются правосторонние сдвиги, оконтуривающие рассматриваемую плиту с юга. Северная и северо-восточная часть плиты срезана котловиной Нансена - частью Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана.
В строении Северо-Таймырской зоны или Карского микроконтинента участвуют три основных комплекса пород: 1) выступы древнего раннепротерозойского фундамента, представленные плагиогнейсами, амфиболитами и гранитогнейсами; 2) рифей-кембрийские осадки континентального склона и подножия существенно флишевого состава, представленные зонально метаморфизованными от зеленосланцевой до амфиболитовой фации, ритмично чередующимися песчаниками, алевролитами и пелитами, мигматизированными и гранитизированнами в позднем карбоне - ранней перми; 3) сравнительно слабодеформированные толщи осадочного чехла, в строении которого преобладают ордовик-силурийские известняки, мергели, песчаники с прослоями гипсов, формирование которых проходило мелководных прибрежно-морских и лагунных условиях, а также девонские терригенные, часто красноцветные континентальные толщи.
Таким образом, структуру Таймыро-Североземельской складчато-покровной области образуют резко отличные друг от друга комплексы пород. Осадочные образования Южно-Таймырской зоны формировались в условиях шельфа Сибирского континента. Центрально-Таймырская зона имеет аккреционную природу и представлена дорифейскими гнейсовыми террейнами, рифейскими карбонатными блоками шельфовой окраины, рифейскимими островодужными и офиолитовыми блоками спаяными к концу рифея - в венде и перекрытыми венд - раннекарбоновыми осадочными комплексами пассивной континентальной окраины Сибири, фациально отличными от одновозрастных осадков Южно-Таймырской зоны. Северо-Таймырская зона сложена позднедокембрийскими метатерригенными породами и палеозойскими осадками маркирующими пассивную окраину Карского микроконтинента.
42.Алтае-Саянская складчатая область:районирование и основные тектонические элементы.
Алтае-Саянская складчатая область (АССО) в современных координатах занимает юго-западное обрамление Сибирской платформы и представляет собой одну из крупнейших горно-складчатых систем Центральной Азии. Она охватывает территорию Салаира, Кузбасса, Кузнецкого Алатау, Рудного и Горного Алтая, Горную Шорию, Западный Саян, Восточный Саян, Туву и Хакасию. Разделение области на эти регионы возникло на заре ее геологического изучения и в большей мере является орографическим, а не тектоническим. Сами регионы представляют собой сложные гетерогенные структуры. В геотектоническом отношении область является западной частью Алтае-Монголо-Охотского сегмента Центрально-Азиатского орогенического пояса. Область располагается в районе смены субмеридионального – Уральского простирания на субширотное – Монголо-Охотское. В качестве естественной границы рассматриваемой территории, связанной с каледонским этапом роста континентальной, на востоке можно назвать Главный Саянский разлом, по которому названные структуры состыкованы с Саяно-Енисейской складчато-покровной системой окраины Сибирского кратона. Западным ограничением может служить Иртыш-Зайсанская зона смятия – классическая шовная зона, по которой складчатые сооружения АССО переходят в палеозойскую аккреционно-коллизионную систему Казахского нагорья. На юго-востоке складчатые структуры области продолжаются в Монголию и Северный Китай, а на северо-западе скрываются под мезозойско-кайнозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты.
Палеозойская структура Алтае-Саянской области включает множество террейнов (микроконтинентов, фрагментов островных дуг, океанических островов) образованных на различных этапах развития Палеоазиатского океана. В силу аккреционно-коллизионного происхождения она имеет мозаичное тектоническое строение с большим количеством разно ориентированных разрывных нарушений. Отличительной чертой является разнонаправленность и торцевое сочленение региональных структурных элементов, что объясняется разнонаправленностью и неодноактностью процессов аккреции и коллизии, а также ярко проявленной сдвиговой тектоникой.
Наиболее древние образования складчатой области слагают структуры Дербинского и Тувино-Монгольского (Сангиленского) массивов. Комплекс основания массивов представлен полиметаморфическим комплексом метапелитов с региональным метаморфизмом кианитового типа. Возраст этих образований в настоящее время оценивается как средне-позднерифейский. Комплекс чехла выполнен мраморами и кристаллическими сланцами. Возраст формирования чехла соответствует второй половине позднего рифея(+ часть кембрия). Его накопление происходило в режиме пассивной континентальной окраины. (терригенно-карбонатными и кремнисто-карбонатными отложениями)
Другим типичными примером пассивных окраин являются венд-кембрийские отложения Манского прогиба Восточного Саяна. Разрез прогиба представлен снизу вверх толщей красноцветных конгломератов, гравелитов и песчаников с прослоями доломитов рифея-венда.
Палеоостроводужные комплексы, включающие образования собственно магматических дуг, аккреционных призм, преддуговых и задуговых бассейнов, занимают более 1/3 всей территории Алтае-Саянской складчатой области и составляют ее каркас. По существу, Алтае-Саянская складчатая область представляет собой коллаж островодужных террейнов. В структуре области выделяются фрагменты нескольких разновозрастных палеоостроводужных систем, омолаживающихся в юго-западном направлении.
Довендская островодужная система, которую можно связывать с ранним этапом развития Палеоазиатского океана представлена на окраине Сибирского кратона.
Основная часть островодужных комплексов принадлежит раннепалеозойскому этапу развития Палеоазиатского океана. Большинство этих комплексов сосредоточена в центральной части складчатой области.
Венд-раннекембрийские раннеостроводужные образования этого комплекса наиболее ярко представленные в Северосаянской зоне Западного Саяна, Курайской зоне Горного Алтая и Таннуольско-Хамсаринской зоне Тувы сложены продуктами толеитового вулканизма
Средне-позднекебрийские островодужные комплексы, наиболее ярко представленные в Салаире, Катунской части Горного Алтая, Кузнецком Алатау и отличаются более зрелым (известково-щелочным) вулканизмом
Герцинские островные дуги возникли в конце девона. Они принадлежат к Обь-Зайсанской складчатой системе и распространены в Рудном Алтае и Колывань-Томской зоне. На западе Алтае-Саянской области, в Рудном Алтае и смежных районах Иртыш-Зайсанской зоны смятия реставрируется латеральный ряд островодужных структур в которых поглащалась океаническая кора Иртыш-Зайсанского палеоокеанического бассейна. Субдукционные комплексы сформировались на девонской континентальной окраине в виде энсиалической островной дуги и окраинного моря.
С формированием Рудно-Алтайской островной дуги, последующей коллизией и закрытием Иртыш-Зайсанского бассейна связано внедрение гранодиорит-тоналитовых интрузий змеиногорского комплекса, распространенных почти исключительно в Рудном Алтае.
Коллизионные комплексы в пределах Алтае-Саянской области развиты на трех возрастных уровнях: позднерифейском, позднекембрийско-среднеордовикском и средне-позднекаменноугольном. Наиболее древний позднерифейский комплекс представлен на окраине Сибирской платформы (Присаянский прогиб). На коллизионном этапе здесь формировалась пестроцветная мелководная терригенная формация (оселковой серия) с конгломератами в основании и незначительным количеством карбонатных пород. Коллизионные образования кембро-ордовика распространены значительно шире и встречаются на территории почти всей Алтае-Саянской области. На востоке, в пределах Восточного Саяна, они образуют серию приразломных прогибов, выполненных грубообломочными отложениями (нарвская, баджейская свиты). Интрузивные породы образуют серию крупных (Беллыкский, Гарганский и др.) и множество более мелких массивов. В пределах Западного Саяна и Тувы, где коллизионные образования представлены пестроцветной сложно построенной терригенной формацией (аласугская серия) преобладают песчаники, алевролиты, конгломераты, глинистые сланцы. Примером интрузивных образований в этих районах являются силурийские диорит-гранодиоритовый большепорожский комплекс Западного Саяна и диорит-граносиенит-гранитовый бреньский комплекс Тувы. Еще одна зона развития коллизионных комплексов протягивается вдоль западного склона Кузнецкого Алатау и на юге Горного Алтая. Образования комплекса слагают здесь также серию приразломных прогибов, выполненных терригенной и вулканогенно-терригенной пестроцветными формациями. Интрузивная составляющая представлена гранит-гранодиоритовой формацией ордовика.
Коллизионный комплекс позднепалеозойского возраста развит в Обь-Зайсанской складчатой системе и представлен серией приразломных прогибов, выполненных пестроцветной терригенной грубообломочной толщей среднего —позднего карбона.
Интрузивные породы представлены крупными массивами калбинского гранитного комплекса. С коллизионным этапом этого возраста связаны метаморфизм и внедрение серии вытянутых тел гранитоидов в Иртышской зоне. В Томь-Колыванской зоне коллизионный комплекс представлен гранитоидами обского комплекса поздней перми. Несколько тел аналогичных гранитоидов известно также на севере и западе Салаира.
Алтае-Саянская складчатая область представляет собой аккреционно-коллизионную структуру образованную на месте океана, просуществовавшего с начала рифея до середины палеозоя. Каледонские структуры Алтае-Саянской складчатой области - это продукт аккреции древних сиалических блоков (микроконтинентов) и островных дуг, которые в разное время причленились к окраине Сибирского кратона. Более молодые герцинские складчатые сооружения вероятно являются следствием столкновения Казахстанского и Сибирского континентов, между которыми оказались зажаты среднепалеозойские островодужные системы.
Большим распространением в Алтае-Саянской области пользуются герцинские комплексы активной континентальной окраины андийского типа представленные в пределах Рудного Алтая, на юго-западе Кузнецкого Алатау и востоке Горного Алтая. Формированию их предшествовал нижнедевонский период развития вулканических впадин рифтового типа: Минусинской, Тувинской, Кузнецкой, Агульской и более мелких. Они закладывались на каледонских и более древних структурах.
51.Верхоянская складчато-покровная область: структура, состав и типы комплексов
Верхоянская складчатая система занимает горные хребты Лено-Индигирского междуречья. Это крупное тектоническое сооружение, сложенное преимущественно осадочными отложениями окраинно-континентального генезиса, основание которого принадлежит восточной части Сибирского континента. На западе, через Приверхоянский краевой прогиб, область сочленяется со структурами Сибирской платформы, а на востоке оканчивается там, где прослеживаются зоны постепенного выклинивания континентальной литосферы - Ольджойский и Иньяли-Дебинский прогибы. На севере и северо-востоке складчатые сооружения скрывается под чехлом арктического шельфа и, вероятно срезается северо-западным продолжением Южно-Анюйской шовной зоны. На юге расположены выходы кристаллических пород Охотского массива, который разделяет позднепалеозойско-мезозойские деформированные толщи Верхоянской области на две ветви: Южно-Верхоянскую и Аян-Юряхскую.
Состав и строение Верхоянского комплекса, образующего структуру складчатой системы, довольно однообразен и представлен мощной (до 6 км., и более) монотонной толщей песчано-глинистых пород от среднего карбона до юры. Источником терригенного материала служила Сибирская платформа, с которой обломочный материал выносился реками на континентальный шельф. От края континента наблюдаются последовательные переходы от континентальных и прибрежных фаций осадков к мелководным морским и далее к глубоководным осадкам континентального склона и подножия с характерными флишоидными отложениями. Верхоянский комплекс практически повсеместно залегает на рифейско - раннепалеозойских карбонатных отложениях, которые представляют собой генетически единую осадочную серию сформированную в условиях пассивной окраины. Переход от карбонатного осадконакопления к терригенному произошел в визейское время и мог быть связан с понижение уровня океана и/или перемещения континента в более высокие широты.
Состав и строение Верхоянского комплекса, образующего структуру складчатой системы, довольно однообразен и представлен мощной (до 6 км., и более) монотонной толщей песчано-глинистых пород от среднего карбона до юры. Источником терригенного материала служила Сибирская платформа, с которой обломочный материал выносился реками на континентальный шельф. От края континента наблюдаются последовательные переходы от континентальных и прибрежных фаций осадков к мелководным морским и далее к глубоководным осадкам континентального склона и подножия с характерными флишоидными отложениями. Верхоянский комплекс практически повсеместно залегает на рифейско - раннепалеозойских карбонатных отложениях, которые представляют собой генетически единую осадочную серию сформированную в условиях пассивной окраины. Переход от карбонатного осадконакопления к терригенному произошел в визейское время и мог быть связан с понижение уровня океана и/или перемещения континента в более высокие широты.
Верхоянский комплекс интенсивно деформирован. Возраст складчатости связан с рубежом J3-K1. Деформация структуры Верхоянья связана с эшелонированным надвиганием на окраину Сибирской платформы серии покровов Верхоянского терригенного комплекса, сорванного с подстилающего карбонатного основания в результате коллизии Сибирского континента и разнородных литосферных блоков Колымо-Омолонского супертеррейна. Коллизионное сжатие и последующая складчатость стали причиной формирования ассиметричной структуры Верхоянья, состоящей из ряда антиклинориев, и разделяющих их синклинориев, надвигообразования и формирования перед фронтом растущего горно-складчатого сооружения Предверхоянского краевого прогиба. Прогиб выполнен мощной толщей позднеюрско-раннемеловой молассы и функционировал как компенсационная впадина. Во внутренней зоне развиты континентальные песчаники, алевролиты, аргиллиты, лимнические угли, в западном направлении эти отложения фациально замещаются паралической угленосной формацией.
К областям распространения Верхоянского комплекса по мнению ряда исследователей необходимо относить также Сугойскую зону примыкающую к структурам Омолонского массива и отделяющую последний от Приколомского блока. Породные ассоциации выполняющие этот прогиб по их мнению представляют собой фациальные аналоги приконтинентальной части Верхоянья и могли быть сформированы в зоне выклинивания континентальной литосферы в условиях более глубоководного бассейна на окраине континента. Близкой точки зрения придерживаются и авторы данной тектонической схемы. Формирование пород Сугойской депрессии связано с окраинным морем, с той лишь разницей, что наполнение этой впадины обусловлено не столько сносом терригенного материала с континента, сколько функционированием мезозойской островодужной системы. Это утверждение основывается на присутствии в разрезах Сугойской зоны большого количества туфогенного материала.
52.Колымо-Омолонский супертеррейн: особенности строения, основные составляющие тектонические элементы, закономерности расположения геологических комплексов.
В структуре Индигиро-Колымского региона необходимо выделить три наиболее важных структурных элемента, хорошо выраженных на любой геологической карте: Колымская структруная петля, Омолонский микроконтинет и Южно-Анюйская складчатая зона.
АR - PR1 метаморфический комплекс фундамента Омолонского массива представлен гнейсами, амфиболитами и кристаллическими сланцами. Широко развиты гранитогнейсовые купола. Основание разреза плитного комплекса представлено терригенно-карбонатными мелководными отложениями R2-3, в V отмечается присутствие тиллитов, кембрий характеризуется карбонатным разрезом, O1 - конгломератами и красноцветными терригенными осадками. На большую часть ордовика, S-D1 приходится перерыв. Выше залегает мощная толща D2-3 вулканитов, представленная известково-щелочной серией, дифференцированной от андезитов до риолитов. В ее составе преобладают игнимбриты и кислые лавы, встречаются прослои известняков, песчаников и сланцев. Совместно с многочисленными субвулканическими телами и гранитоидными. интрузиями они образуют ассоциацию, близкую активным окраинам андийского типа. Карбон представлен конгломератами и толщами углей, P1 развита спорадически и представлены конгломератами и алевролитами. P2 образована маломощными мелководными карбонатно-глинистыми отложениями. T и J1-2 отложения - морские песчано-глинистые; в J2 - появляются горизонты базальтов и их туфов. J3-K1 отложения представлены континентальными угленосными формациями.
Колымская структурная петля проявляется выходами допозднепалеозойских пород резко сменяющих верхоянский комплекс. К ним относятся на периферии петли поднятия хребтов Полоусного, Черского, Приколымья, Юкагирского плоскогорья и, расположенного в центре петли Алазейского плоскогорья. Повсеместно в пределах Колымской петли хорошо распознаются два структурных комплекса, разделенных крупным структурным несогласием внутри триаса - юры: первый комплекс представлен разнообразными чужеродными блоками (террейнами), второй - мезозойскими островодужными формациями.
Чужеродные блоки представлены целым рядом комплексов пород широкого возрастного диапазона от докембрия до мезозоя, среди которых можно выделить несколько самостоятельных типов:
Кратонные и миогеоклинальные террейны
Турбидитовые террейны
Океанические (офиолитовые) террейны
Террейны аккреционного клина
Островодужные
Карбонатные блоки (миогеоклинальные террейны). Наиболее многочисленны, распространение по периферии Колымской петли: Улахан-Тасский, Полоусненский, Селеняхский, Тас-Хаяхтасский, Омулевский, Приколымский
Они образуют структурную мозаику, распространяющуюся полосой вдоль края Колымской структурной петли. По сути дела здесь они представляют собой гигантскую брекчию.
Приколымский блок имеет субмеридиональное простирание и представлен выходами метаморфического фундамента средне-позднепротерозойского возраста, перекрытого чехлом рифейских карбонатных и терригенных отложений. Выше рифея залегает комплекс палеозойских осадочных пород, имеющий много общего с карбонатным чехлом Сибирской платформы. Для середины девона характерны горизонты вулканитов трапповой формации, а в карбоне карбонатное осадконакопление сменяется кремнистым, что свидетельствует об отрыве блока и погружении, в результате которого начали накапливаться глубоководные осадки.
Островодужные террейны средне-верхнепалеозойского возраста. Развиты, преимущественно во внутренней части Колымской петли. Наиболее представительным является Алазейский и Олойский
В основании Алазейского террейна залегает зонально метаморфизованная вулканогенно-сланцевая толща позднего девона - раннего карбона, перекрытая толщей позднепалеозойских вулканитов островодужного генезиса. Среди них преобладают средние и кислые вулканиты известково-щелочной направленности, много туфов, переслаивающихся с морскими осадками.
Блоки с вулканическим типом разрезом рифтогенной природы. Типичным представителем является Россошинский и Уш-Урэкчанский террейны.
В пределах Россошинского блока присутствует полный разрез ордовика, начинающийся со сланцевой толщи с граптолитами, выше которой залегает мощная вулканическая толща, представленная трахибазальтами и их туфуми, а также трахириолитами в верхней части разреза. Формирование бимодальной серии вулканитов, вероятно, связано с процессами рифтогенеза.
Время аккреции описанных террейнов определяется по несогласному залеганию на них молодых островодужных комплексов, составляющих второй структурный комплекс Колымской петли. Выделяется два уровня несогласий - поздняя юра и ранний мел, что предполагает под собой наличие не менее двух вулканических дуг: среднетриасово-раннеюрской Алазейско-Олойской (внутри Колымской петли) и средне-позднеюрской Уяндино-Ясачненской (по периферии петли). Первая сложена базальтами, андезитами, туфами, флишоидными и кремнистыми осадками; вторая - базальт-андезит-риолитовой известково-щелочной серией с большим количеством туфов и морских осадков. Вулканические дуги конформны Колымской структурной петле и деформировались совместно с более древними чужеродными блоками, после их аккреции к окраине континента.
Дата добавления: 2015-01-30; просмотров: 80 | Поможем написать вашу работу | Нарушение авторских прав |