Фундамент Індосинійського масиву утворений породами докембрію і нижнього палеозою; осадовий чохол складений вапняками пермі і піщано-глинистими лагунними і континентальними відкладами тріасу, юри і крейди.

Менамська западина виповнена рихлими континентальними відкладами неогену і четвертинної системи. Западина продовжується на шельфі Сіамської затоки.

Корисні копалини.

В Юньнань-Малайському складчастому поясі з ультраосновними породами офіолітових поясів пов'язані родовища хромітів і нікелю, з гранітоїдами - родовища руд олова, вольфраму, міді. На контактах гранітів з карбонатними товщами - родовища залізних руд. У вапняках палеозою встановлені поклади марганцевих і поліметалічних руд. До зон тріщинуватості приурочені рудопрояви золота, сурми. Прирозломні кайнозойські западини вміщують родовища бурого вугілля.

На Індосинійському масиві з відкладами осадового чохла пов'язані поклади природного газу і калійних солей, рудопрояви урану і міді, з кайнозойськими базальтами - дорогоцінне каміння.

В Менамській западині з кайнозойськими товщами пов'язані поклади нафти і природного газу.

Складчаста зона Кордильєр

Гірські споруди Кордильєр, які в східній частині включають Скелясті гори, простягаються вздовж західного краю всього континенту Північної Америки на віддалі більше, ніж 8000 км.

Геологічна будова.

В рухомому поясі Кордильєр із сходу на захід виділяють три основні тектонічні зони: епіплатформові орогенічні області Північних Скелястих гір, Південних і Центральних Скелястих гір, міогеосинклінальна і евгеосинклінальна області первинної палеозой-нижньомезозойської геосинкліналі, перетворені в мезо-кайнозої в складчасті споруди (рис. 8.3).

Епіплатформові орогенічні області Скелястих гір виникли одночасно з гороутворенням в геосинклінальному поясі Кордильєр в кінці крейди - на початку палеогену в межах роздробленої крайової частини древньої платформи. Повторне їх інтенсивне підняття відбулося в кінці неогену і в четвертинний період, коли утворився сучасний рельєф. Орогенічна область утворює крупні виступи (Південні і Центральні Скелясті гори та Північні Скелясті гори), складені осадами палеозою і мезо-кайнозою у платформових фаціях. Обидва виступи відділені поперечними розломами.



Рисунок 8.3 - Тектонічна схема складчастої споруди Кордильєр

І - міогеосинклінальна зона, ІІ - евгеосинклінальна зона, ІІІ - кайнозойські ефузиви, ІV - евгеосинклінальна зона, перероблена кайнозойською складчастістю

Складчасті зони Кордильєр складені палеозойськими і мезо-кайнозойськими відкладами (рис. 8.4). Міогеосинклінальна область простягається порівняно вузькою смугою в Північних Скелястих горах. Далі до півдня вона розширюється й обгинає орогенічну область Південних і Центральних Скелястих гір, а ще південніше за р. Ріо-Гранде в Мексиці складає гори Східна С'єрра-Мадре. Будова її характеризується лінійними складками і насувами, що місцями переходять у покриви. Евгеосинклінальна область прослідковується від Аляски до Центральної Америки, утворюючи західний пояс Кордильєр, ускладнений великими розламами і блоковими структурами. У її межах широко поширені метаморфічні і вулканогенні породи, а також численні інтрузії кислих і основних порід. Складкоутворення тут мало місце в пізньоюрський час.

Рисунок 8.4 - Схематичний розріз через епіплатформову орогенічну область Скелястих гір

Корисні копалини.

Родовища нафти і газу, кам'яного вугілля приурочені до западин в межах епіплатформових орогенічних областей Північних Скелястих гір, Південних і Центральних Скелястих гір. В долині річки Юкон та у Мексиці розсипні родовища золота та платини. З гранітоїдами Південних і Центральних Скелястих гір пов'язані родовища руд олова, вольфраму, міді. Крім того, відомі родовища цинку, заліза, свинцю та ін.

ПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ

Дайте загальну характеристику мезозойських складчастих областей.

Назвіть основні структурні елементи всіх областей.

Охарактеризуйте стратиграфічний комплекс порід областей.

4. Назвіть корисні копалини областей.

ЛЕКЦІЯ 9. ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА ОБЛАСТЕЙ АЛЬПІЙСЬКОЇ СКЛАДЧАСТОСТІ

Області кайнозойської складчастості займають південну частину Середземноморського поясу і включають Малий Атлас, Альпи, Апенніни, Піренеї, Балкани, Динариди, Карпати, Крим, Кавказ, Копетдаг, Памір, Гімалаї та Тихоокеанський пояс - Коряксько-Камчатська гірськоскладчаста область, о. Сахалін, Японія, евгеосинклінальна зона Кордильєр, Анди.

Кайнозойська складчаста область має надзвичайно складну будову і складається із величезних різновікових докембрійсько-палеозойських стабільних блоків континентальної земної кори, розділених та ускладнених вузькими зонами геосинклінальних мезозойсько-кайнозойських складчастих систем, рифтових структур, накладених міжгірських орогенних прогинів, а також вулканогенно-плутонічних структур новітнього етапу розвитку.

Більша частина геосинклінальних систем заклалась на континентальній корі, місцями потоншеної за рахунок процесів розтягування та деструкції. Серед геосинклінальних систем можна відзначити зони тривалого геосинклінального розвитку від тріасу до палеогену включно (Великий Кавказ); зони, де геосинклінальний розвиток завершився на межі середньої і пізньої юри, пізньої юри і ранньої крейди, в межах пізньої крейди (внутрішня зона Карпат, Гірський Крим, частина зон Малого Кавказу), а також зони, де геосинклінальні прогини заклались в кінці пізньої юри - початку крейди, з палеогену (еоцену) (Українські Карпати, Малий Кавказ). Для всієї області в цілому характерним є проявлення процесів неогенової складчастості. В межах області також проявились процеси пізньокімерійської складчастості.

Для орогенної неоген-антропогенної стадії розвитку альпійської складчастої області характерним є утворення складних позитивних структур - мегантикліноріїв, будова яких ускладнена різноамплітудними покривами і шар'яжами. Мегантиклінорії розділені міжгірськими западинами.

Альпійсько-Гімалайська складчаста область (Середземноморський пояс)

На півдні Європи герциніди перекриваються альпідами, що включають Піренеї, Альпи, Карпати, Балкани, Апенніни і Динарські гори. Далі на схід розташовані Гірський Крим, Кавказ, Копетдаг, Памір і Гімалаї.

Геологічна будова.

Альпійська геосинкліналь виникла на роздробленому і перекритому карбонатним тріасом герцинському фундаменті в процесі розтягання і розсуву континентальної кори, що призвело наприкінці тріасу -- початку юри до утворення басейну з корою океанічного типу, що на даний час виступає в складі офіолітових покривів. Утворення останніх почалося наприкінці юри, з першими імпульсами стиску, і продовжувалося в наступні епохи деформацій, аж до міоцену, а місцями і пізніше. У результаті альпійські споруди набули дуже складної шар'яжної структури, з насувами в Альпах, Карпатах і Балканах на північ, в Апеннінах і Динаридах -- у бік Адріатичного моря, у Піренеях -- на північ і південь. Перед складчасто-покривними спорудами утворилися передові прогини -- Передпіренейський, Передальпійський, Передкарпатський та ін., а в їх тилу - міжгірські прогини, з яких найбільш великий -- Панонський, загальний для Карпат і Динарид. Усі вони виповнені потужними уламковими (моласовими) товщами олігоцен-неогенового віку. До олігоцену-міоцену відноситься й утворення більшості западин, що складають на даний час Середземне море -- Алжиро-Прованської, Тиренської, Адріатичної, Егейської, що поглинули окремі частини альпійських споруд. У цей же час виникла Західноєвропейська рифтова система, що включає Рейнський і Ронський грабени. Одночасно відбувся спалах вулканічної діяльності, що торкнулася не тільки альпійського поясу, але і епігерцинської платформи (Центральний, Французький і Чеський масиви, Рейнський і Ронський грабени та ін.).

Історія геологічного розвитку.

Альпійсько-Гімалайська складчаста геосинклінальна область, до складу якої входять вищевказані гірські споруди, -- наймолодша частина Середземноморського геосинклінального поясу, що активно розвивалася в мезозої і кайнозої, рухома ділянка земної кори між континентальними плитами Євразії, Північної Африки, Аравії і Індостану, що спочатку складали Гондвану. Розвитку області передувало відмирання палеозойського океанічного басейну -- Палеотетісу у пізньому палеозої з утворенням герцинського складчастого поясу. Наприкінці пермі і в тріасі вирівняна поверхня герцинського складчастого комплексу була покрита дрібним, епіконтинентальним морем; лише на сході, можливо, збереглися релікти Палеотетісу. Наприкінці тріасу почалися розколювання континентальної кори і рифтоутворення, що призвело до утворення нового глибокого басейну з океанічною корою -- Неотетісу, чи власне Тетісу. Відносно Палеотетісу Неотетіс виявився зміщеним на південь і частково накладеним на байкальське обрамлення Гондвани. З кінця юри почалося скорочення площі Неотетісу в результаті зближення Африки -- Аравії, а потім і Індостану з Євразією; наприкінці еоцену континентальні брили Африки-Аравії і Індостану прийшли в пряме зіткнення з Євразією. Цей процес супроводжувався інтенсивними складчастими і насувними деформаціями з утворенням великих тектонічних покривів (шар'яжів), зміщених в основному до периферії області. В олігоцені -- міоцені в деформацію були втягнуті і глибокі горизонти кори з утворенням сучасних альпійських гірських споруд (Піренеї, Малий Атлас, Апенніни, Альпи і Карпати, Динарські гори, Балкани, Кавказ; гори Туреччини й Ірану, Південного Афганістану, Пакистану; Гімалаї). Найбільш інтенсивний підйом цих гірських хребтів почався в пізньому міоцені і продовжується понині. Одночасно відбувалося формування глибоководних басейнів Середземного, Чорного і Каспійського (південна частина) морів, а також більш дрібних морів -- Адріатичного, Егейського, Азовського, Каспійського (північна частина) та ін., передгірських і міжгірських прогинів, на даний час заповнених продуктами руйнування гірських споруд і зайнятих алювіальними рівнинами. Новітні підняття супроводжувалися вулканічною діяльністю, особливо активною в Середземномор'ї (включаючи Апенніни), в Анатолії, на Малому Кавказі і на території Ірану.

Корисні копалини.

Основними корисними копалинами в межах альпід Західної Європи є поліметалічні руди (Югославія, Іран), мідь (Альпи), руди вольфраму, молібдену і ртуті (Іспанія, Югославія), золота, свинцю і цинку, бокситів (Франція, Угорщина, Греція). Зустрічаються осадові родовища заліза і марганцю (Греція, Італія). В межах передгірських прогинів відомі родовища нафти, газу, солей, сірки та бурого вугілля (Туреччина).

Карпатська гірськоскладчаста область

Геологічна будова.

Карпатська гірськоскладчаста область в структурно-тектонічному відношенні поділяється на три частини: Західні, Східні та Південні Карпати.

Західні Карпати - це своєрідний гірський вузол, розташований між долинами рік Морави на заході і Попрада - на сході. Вони об'єднують цілий ряд гірських масивів з різними геологічними та орографічними особливостями будови. Найбільш висока частина Західних Карпат і Карпат в цілому - це масив Високих Татр, де гора Верлахівка має висоту 2655 м, а гора Ломницький щит -2634 м.

Східні Карпати - займають центральну частину Карпатської гірської системи, де вони описують своєрідну дугу від долини ріки Попрад на північному заході до перевалу Предял - на півдні. Зовнішній фронтальний край Східних Карпат насунутий на Передкарпаття, а внутрішній - обрамлений плоскою поверхнею Середньодунайської низовини.

В зоні зчленування із Західними Східні Карпати порівняно невисокі і значно звужені. Вони із північного заходу на південний схід об'єднують систему різних гірських хребтів із помітно вираженою структурно-літологічною зональністю.

Південні Карпати мають в основному широтне простягання гірських хребтів - від перевалу Предял на сході і до долини Дунаю на заході. Гора Молдов'яну (2543 м) - найвища вершина Південних Карпат.

У внутрішній частині Південних і Східних Карпат знаходиться плато Трансильванського басейну із середніми висотами 500-700 м. На заході плато обмежують Семиградські гори.

Українські Карпати

Українські Карпати являють собою південно-східну частину Карпатської гірськоскладчастої області. Українські Карпати, як і всі Карпати, являють собою складну систему альпійських структур, які виникли і розвивались на орографічних нерівностях, пов'язаних з попереднім, герцинським етапом складчастості. Поздовжнє простягання Українських Карпат зумовлене східнокарпатською специфікою структурно-фаціальних зон. У геоструктурному відношенні вони відповідають Карпатській покривно-складчастій споруді.

В геологічній будові переважає крейдово-палеогеновий фліш, трапляються виходи юрських вапняків, палеозойських кристалічних сланців. Неогенові вулканогенні утворення представлені андезитами, базальтами та їхніми туфами (рис. 9.1).

Рисунок 9.1 - Схематичний геологічний розріз частини Українських Карпат

Найбільш давні комплекси порід представлені гнейсами, кристалічними сланцями і мармурами. В Передкарпатському прогині свердловинами розкрито рифейські і кембрійські відклади, ордовицькі і силурійські аргіліти, вапняки з брахіоподами і граптолітами. Ці відклади товщиною до 2,5 км дислоковані і занурені під більш молоді осади. На сході прогину розкрито відклади середнього-верхнього палеозою платформового типу. Можливо, що в рифеї і палеозої район Східних Карпат і частково Передкарпаття пройшов всі етапи геосинклінального розвитку і до початку мезозою на ньому заклались нові прогини.

Тріасові відклади розповсюджені досить обмежено. До нижнього тріасу віднесено залягаючі на палеозої з кутовим неузгодженням конгломерати, глинисті сланці, пісковики, яшми з покривами діабазів. Середній тріас містить доломіти, доломітові брекчії та вапняки. Верхній тріас представлений вапняками, які містять різноманітну бентоносну фауну.

Юрські відклади широко розповсюджені у Східних Карпатах, але вони перекриті молодими відкладами і доступні для вивчення тільки у свердловинах. Починається розріз з піщано-глинистих відкладів, які неузгоджено залягають на границі з тріасом. На нижньоюрських відкладах з перервою в осадконакопиченні і неузгодженням залягають відклади середньої юри, які представлені вапняками.

Верхи середньої і низи верхньої юри представлені погано розчленованою товщею з чисельними амонітами.

В юрі розвинуті і вулканіти офіолітової асоціації, які вказують на присутність в цей період кори океанічного типу.

Крейдові відклади мають широке розповсюдження. На протязі крейдового періоду тут існували морські басейни, досить глибоководні, розчленовані на зони із різнонаправленими рухами земної кори значної амплітуди. У зв'язку з цим спостерігається велика різноманітність фацій, серед яких різко переважає фліш.

Відклади ранньої крейди представлені флішовою формацією - темними, майже чорними кременисто-карбонатними сланцями і кременистими вапняками, конгломератами, пісковиками, алевролітами і мергелистими осадами. Починаючи з туронського і до кінця датського періоду в Карпатах чітко виділяється флішова зона, де накопичувались піщано-глинисті осади. В Передкарпатському прогині до кінця верхньої крейди накопичувались карбонатні товщі. Товщина відкладів верхньої крейди знаходиться в межах від 600 до 2000 м.

В палеогені флішоутворення в Карпатах закінчується. До палеоцену відносять потужні (від 200 до 1200 м) товщі почергового залягання пісковиків та алевролітів з характерним комплексом форамініфер. На них без перерви в осадконакопиченні залягають тонкоритмічні флішові утворення еоцену товщиною від 500 до 1500 м. Олігоцен складений із аргілітів, кременистих вапняків, мергелів і пісковиків. Його товщина змінюється від 100 до 1000 м.

В неогені розпочинається орогенний етап розвитку області. Осадконакопичення було сконцентроване в Передкарпатському прогині і в Закарпатських міжгірських западинах. У ці прогини поступила велика кількість уламкового матеріалу за рахунок руйнування молодих Карпатських гірських споруд. В Закарпатті існували лагунні умови, які сприяли утворенню потужних соляних товщ. В кінці міоцену і в пліоцені широко проявився андезитовий вулканізм. До початку пізнього міоцену басейн повністю обмілів, що привело до утворення гіпсів і солей.

Четвертинні відклади Карпат фаціально надзвичайно різноманітні. Це переважно льодовикові, алювіальні, делювіальні та елювіальні відклади.



Рисунок 9.2 - Схема тектонічного районування Українських Карпат

1 - Східноєвропейська платформа; 2 - Передкарпатський передовий прогин: І - Зовнішня зона, ІІ -Внутрішня зона; 3 - Скибова зона; 4 - Кросненська зона; 5 - Магурська зона; 6 -Мармароська. зона; 7 - зона Пенінських стрімчаків; 8 - Закарпатський міжгірський прогин; 9 - андезито-базальти Вигорлат-Гутинської гряди; 10 - головні розломи у фундаменті; 11 - насуви: С--Стебницький, Б-Береговий.

В тектонічному відношенні Українські Карпати складаються із Східнокарпатського мегантиклінорію і Закарпатського міжгірського прогину. Із Східноєвропейською платформою ця область з'єднується завдяки Передкарпатському передовому прогину (рис. 9.2). Східнокарпатський мегантиклінорій є головним тектонічним елементом всієї Карпатської області. До його складу в напрямку від Передкарпатського прогину до Внутрішньої частини області виділяють наступні тектонічні зони: зовнішню антиклінальну, центральну синклінальну, внутрішню антиклінальну і Рахівський масив.

Зовнішня антиклінальна (Скибова) зона займає північно-східне крило мегантиклінорію. Ширина зони до 40 км. В межах зони крейдові і палеогенові флішеві товщі складно дислоковані і зібрані у сильно стиснуті лінійні складки, які простягаються на десятки кілометрів. Багато із них перевернуті, зірвані і насунуті на Передкарпатський передовий прогин, утворюючи великі лускуваті насуви (скиби). Зараз нараховується до шести великих лусок-скиб: Берегова, Орівська, Сколівська, Парашки, Зелем'янки і Ружанки. Амплітуда насувів досягає 10-15 км.

Центральна синклінальна (Кросненська) зона виповнена потужною товщею порід олігоценового віку. Породи, що виповнюють синклінорій утворились при сталому опусканні його основи. Найпоширеніші відклади Кросненської зони - відклади кросненської світи олігоцену. Складена вона пісковиками, піщано-глинистим флішем товщиною до 3500 м, які виходять на денну поверхню. У складі зони виділяють чисельні тектонічні порушення - скиби, згруповані у три підзони, які розрізняються будовою основи.

Внутрішня антиклінальна (Магурська) зона охоплює головний водорозділ Карпат, досягаючи в ширину 25 км. Флішеві породи крейдо-палеогенового віку інтенсивно дислоковані і ускладнені розривами. Складки великі, лінійно витягнуті у північно-західному напрямку. На південному сході структура залягає під неогеновими ефузивами вулканічного хребта.

Рахівський масив являється південно-східним закінченням Мармароського серединного масиву - давнього ядра гірськоскладчастої області Східних Карпат. Масив складається із кристалічних порід докембрію, палеозою і малопотужних відкладів тріасу і юри. В межах Рахівського масиву ці давні породи перекриті теригенно-карбонатним флішем крейдового віку товщиною до 1000 м, інтенсивно зім'ятого у складні складки. По південно-зіхідному схилу масиву вздовж глибинного розлому простягається зона екзотичних обривистих стрімчаків - бескидів.

Закарпатський міжгірський прогин простягається паралельно Карпатам смугою завдовжки 150 км, завширшки 25-35 км. Глибинними межами прогину є Закарпатський розлом на південному сході і зона Припанонського розлому на південному заході.

В геологічній будові прогину беруть участь неогенові моласи товщиною 2-3 км, які містять соленосну товщу та ряд інтрузивних субвулканічних тіл, характерних для Берегівської зони горстів.

Вулканічні Карпати складені неогеновими ефузивними породами (андезитами, базальтами, туфами), які частково перекривають моласовий комплекс. Донеогенова основа прогину складена з блоків розміром 3-5х8-10 км, поверхня яких утворена палеогеновими, мезозойськими і палеозойськими відкладами. Починаючи з палеозою, по системах перпендикулярних розломів відбувалися блокові рухи різного знаку, їхній вплив на неогеновий етап розвитку прогину проявився у нагромаджені різновікових відкладів у Солотвинській і Чоп-Мукачівській западинах.

Передкарпатський передовий прогин являє собою геологічну структуру, яка є частиною Карпатської складчастої системи. На території України простягається між Карпатською покривно-складчастою спорудою і Волино-Подільською монокліналлю, що є південно-західною окраїною Східноєвропейської платформи. Як передгірський, прогин почав формуватися в неогені протягом завершального етапу розвитку Карпатської дуги Середземноморського рухливого поясу. Наступна еволюція Карпатського орогену зумовила зміщення області осадконагромадження на північний схід і утворення у прогині трьох зон: Бориславсько-Покутської, Самбірської та Більче-Волицької. Існує також поділ на дві зони - Внутрішню і Зовнішню частини прогину.

Покриви Карпатської покривно-складчастої споруди перекрили внутрішні частини Передкарпатського прогину до кінця сарматського віку міоцену на відстань до 30 км.

У геологічній будові прогину беруть участь неогенові осадові утворення - моласи, які поділяють на нижні, середні та верхні. Бориславсько-Покутська зона складена із складок - скиб, що утворюють багатоярусну систему у вигляді єдиного покриву, переміщеного далеко на північний схід. У геологічній будові бере участь піщано-глиниста соленосна товща нижніх молас, що залягає на породах палеогенового і крейдового флішу. З цією зоною пов'язані родовища нафти, кам'яної і калійної солей.

Самбірська зона являє собою широку смугу скиб та складок, у цілому насунутих на периферійну частину Передкарпатського прогину. Складена вона товщею пісковиків, аргілітів, подекуди солі товщиною 3-4 км. Основою є мезозойський чохол епіпалеозойської платформи.

Більче-Волицька зона відзначається наявністю брахіантиклінальних і куполоподібних складок. Від суміжної платформи відокремлюється тектонічними порушеннями, переважно скидами. В її геологічній будові беруть участь верхні моласи (піщано-глиниста товща товщиною 1-4,5 км), що залягають на епібайкальському та епіпалеозойському фундаменті.

Історія геологічного розвитку.

Карпатська складчаста система почала формуватися в кінці юрського (за іншою думкою-тріасового) періоду на місці зруйнованої денудацією герцинської складчастої споруди. До кінця олігоценової епохи в її межах був геосинклінальний режим осадконагромадження. На початку неогенового періоду у зв'язку з інтенсивними тектонічними рухами ця територія піднялася вище рівня моря і на її місці утворилися гори, а периферійні ділянки (Закарпатський прогин, Бориславсько-Покутська та Самбірська зони Передкарпатського прогину) почали прогинатися і заповнюватися продуктами руйнування гір. Пізніше прогинання поширилося і на край Східноєвропейської платформи. На його місці утворилася Більче-Волицька зона Передкарпатського прогину. З кінця міоцену процес складчастості завершувався і відбулося насування складчасто-брилової споруди на Більче-Волицьку зону прогину. Амплітуда насуву сягає 15-20 км.

Корисні копалини.

Складна геологічна будова і розвиток системи зумовили різноманітність корисних копалин, які утворилися в окремих структурах нижчого порядку.

Серед корисних копалин Українських Карпат головними є горючі корисні копалини - нафта і газ, мінеральні води, кам'яна і калійна солі, будівельні матеріали.

З докембрійськими метаморфічними комплексам Мармароського масиву генетично пов'язані невеликі родовища магнетиту і марганцевих руд, колчеданові і поліметалічні рудопрояви. З тріасовими і юрськими вапняками пов'язані родовища бокситів і фосфоритів, із структурами фундаменту і моласових прогинів пов'язані родовища і прояви різноманітних мінеральних вод, які просторово контролюються зонами розривних порушень. Серед них відомі сірководневі, вуглекислі, а також високомінералізовані води різного складу.

Нафта і газ генетично пов'язані з глибокозалягаючими горизонтами. Основним типом нафтогазових родовищ є пластові склепінні поклади в пісковиках крейдового і палеогенового флішу і в моласових товщах нижнього міоцену. Основні поклади нафти пов'язані з палеогеновими відкладами (Борислав, Долина, Битків та ін.). У зовнішній частині Передкарпатського прогину в юрі, в середньому і верхньому міоцені встановлено газові поклади (Рудки, Дашава, Опари та ін.)

Серед неметалічних корисних копалин, пов'язаних з моласовими формаціями неогену, слід відзначити родовища калійних солей (Калуш, Стебник), кам'яної солі (Дрогобич, Солотвино, Долина), бурого вугілля (Верхній Раковець, Березинка, Ковалівка) і сірки (Розділ, Яворів).

Складчаста споруда Гірського Криму

Гірський Крим розташований на півдні Кримського півострову, утворюючи випуклу на північний захід гірську дугу із максимальною висотою 1545 м (гора Роман-Кош).

Геологічна будова.

Мегантиклінорій Гірського Криму займає південну частину Кримського півострову. В сучасній структурі збереглись лише північне крило і ядро мегантиклінорію, значна частина якого розташована під водами Чорного моря. Західне і східне продовження мегантиклінорію також зрізані береговою лінією. 3 півночі мегантиклінорій Гірського Криму зоною глибинного розлому відділений від платформових структур Скіфської плити. З північного сходу до нього примикає Індоло-Кубанський крайовий прогин.

За віком геосинклінального комплексу Гірський Крим є структурою пізньокімерійського періоду, геосинклінальним прогином, який замкнувся до початку ранньої крейди. Однак Гірський Крим відноситься до альпійської складчастої області, поскільки на орогенному етапі він був втягнутий в активні підняття, в результаті яких сформувались Кримський мегантиклінорій та поєднаний з ним Індоло-Кубанський крайовий прогин.

Головними структурними елементами мегантиклінорію є ядро мегантиклінорію, складене тріасо-юрськими відкладами, його північне крило, утворене альб-еоценовими відкладами, і східне периклінальне занурення, яке складене в основному олігоцен-нижнім міоценом (майкопськими глинами) (рис. 9.3).

Рисунок 9.3 - Схематичний розріз через частину складчастої споруди Гірського Криму

У Гірському Криму комплекс фундаменту можна вивчити тільки по ізольованих глибових виходах. В цих виходах зустрічаються зелені метаморфічні сланці, середньокам'яновугільні і пермські вапняки.

Тріас в межах Криму найбільш детально вивчений в районі Сімферополя. В основі тріасу залягає товща (250-300 м) алевролітів, глинистих сланців і пісковиків. Вище в розрізі переважають кварцові пісковики, в товщі яких зустрічаються лінзи конгломератів і вапняків. В пісковиках і сланцях міститься значна кількість туфогенного матеріалу, іноді зустрічаються пластові тіла ефузивів.

Юрські відклади мають широке розповсюдження в Гірському Криму. Нижня юра представлена ритмічним чергуванням аргілітів, алевролітів і пісковиків з лінзами вапняків, їх товщина складає 500-1000 м. Породи сильно дислоковані. На них з розмивом і неузгодженням залягають відклади середньої юри, які представлені глинистими сланцями і грубозернистими пісковиками, місцями конгломератами. З товщею середньої юри пов'язані ефузиви, інтрузії типу лаколітів, які відслонюються між Ялтою та Алуштою. Верхньоюрські породи залягають узгоджено на середньоюрських. Вони мають флішовий характер і вище по розрізу змінюються мілководними рифогенними вапняками з коралами, брахіоподами. Ці вапняки складають кримське високогір'я (Яйлу) від Балаклави до Алушти. В основі рифогенних вапняків залягають товщі конгломератів товщиною до 600 м, які містять гальку гранітів. Загальна товщина юрських відкладів біля 1000 м.

Крейдові відклади залягають неузґоджено і з розмивом на юрських і тріасових відкладах. Розріз крейди починається із малопотужних пісковиків і глин з конгломератами в основі. Відклади верхньої крейди представлені теригенно-карбонатними і карбонатними відкладами. Всередині самої верхньої крейди спостерігається стратиграфічна перерва. Із розрізу випадають коньяк і нижній сантон. Товщина верхньої крейди від 200 до 700 м, а загальна товщина крейдових відкладів біля 1000 м.

Палеогенові комплекси складені мергелями, глинами і вапняками. Верхні горизонти виражені бітумінозними темно-коричневими глинами - аналогами майкопської світи Кавказу. Загальна товщина палеогену біля 3 км, із яких на долю глинистої товщі припадає 2 км.

Неогенові відклади представлені мергелями, глинами, вапняками, пісками і галечником загальною товщиною 750 м. Закінчується розріз неогену сарматськими вапняками-ракушняками.

Четвертинні відклади - це морські піски, глини, ракушняки, алювіальний і пролювіальний галечник.

В тектонічному відношенні Гірський Крим являє собою мегантиклінорій складної будови. Зараз в його структурі виділяють ядро і північне крило. Південне крило занурене під води Чорного моря. В складі центральної частини мегантиклінорію виділяють Качинський антиклінорій, південну антиклінальну зону (Алуштинський антиклінорій та Ялтинська антикліналь), які розділені центральною синклінальною зоною (Східнокримська і Яйлинська синкліналі). В ядрі антикліноріїв виходять породи таврійської світи, в ядрі синкліноріїв - нижньокрейдові комплекси. Північне крило Кримського антиклінорію виражене пологим моноклінальним заляганням верхньокрейдових, палеогенових і неогенових порід. На сході, в зоні зчленування мегантиклінорію із епігерцинським Степовим Кримом, виділяється передовий прогин, який входить до складу Західнокубанського передового прогину (рис. 9.4).

Історія геологічного розвитку.

В Криму найбільш значні опускання пройшли в сеномані. В коньякський і сантонськнй періоди проходить регресія і розмив раніше відкладених осадів. Наступна трансгресія розпочинається з верхнього сантону - кампану. Карбонатне осадконагромадження стає повсюдним. Вулканічна діяльність скорочується.



Рисунок 9.4 - Тектонічна схема Західної частини Скіфської плити і Гірського Криму

1-Східноєвропейська платформа; 2 - Скіфська плита; 3 - поперечні і краєві прогини альпійської складчастої області; 4-7 - мегантиклінорій Гірського Криму: 4 - антиклінорії; 5 - синклінорії; 6 - північне крило і східна перикліналь; 7 - структури, занурені під води Чорного моря; 8 - Чорноморська глибоководна западина; 9 --прогини і підняття; 10 -вали; 11 - грабени; 12 - головні глибинні розломи; 13 - інші розривні порушення. Скіфська плита: 1 - Переддобруджинський прогин; 2 - Кілійсько-Зміїний блок; З - Каркінітська западина; 4 - Сиваська западина; 5 - Азовський вал; 6- Сімферопольське підняття; 7 - Новосіловське підняття; 8 - Альмійська западина; 9 - Домузлаво-Войковський грабен; 10 - Калиновський грабен; 11 - Індоло-Кубанський краєвий прогин. Гірський Крим. Антиклінорії: 12-- Південнобережний, 13 - Качинський, 14 - Туакський; синклінорії: 15 - Південно-Західний, 16 - Східнокримський, 17 - Судацький

В палеоцені особливо яскраво проявляється дисиметрія у розвитку західної і східної частин Гірського Криму, яка продовжується протягом всього кайнозою. В західній частині спостерігається субплатформовий розвиток, а на сході в олігоцені - ранньому міоцені закладається прогин і формуються моласи.

В неогені західна частина Криму піддалась підняттю, а тому характеризується мілководними континентальними відкладами (пісковики, конгломерати, вапняки-ракушняки) Східна частина (Керченський півострів) була максимально опущеною, а тому в ній сформувався повний розріз морського неогену. В антропогені проходить утворення морських і річкових терас, делювіальних шлейфів, озерних осадків.

Підсумовуючи вище викладене, можна представити, що в тріасі на пізньопротерозойській і палеозойській основах заклався геосинклінальний прогин. Протягом ранньої і середньої юри в цьому прогині проходило утворення осадово-ефузивних товщ. Передкеловейська складчастість привела до того, що пізньоюрські відклади повсюдно залягають неузгоджено.

В східній частині Криму в середньому пліоцені пройшло занурення південного крила і ядра антиклінорію Гірського Криму під рівень Чорного моря. На сході - на Керченському півострові сформувався крайовий прогин, який продовжує Кубанський прогин Передкавказзя.

Корисні копалини.

Серед корисних копалин Гірського Криму можна виділити вугільні пласти юрського віку (Бешуйське родовище), залізні руди осадового походження (Камиш-Бурунське родовище), родовища гіпсу, сірки, вулканічного туфу, вапняка-ракушняка, облицювального каміння.

Складчаста споруда Кавказу

Територія Кавказу відноситься до Середземноморського геосинклінального поясу.

Геологічна будова.

В його структурі у відповідності з головними орографічними одиницями виділяється Великий Кавказ, Ріоно-Куринська зона міжгірських прогинів і мегантиклінорій Малого Кавказу. Розташований він на південь від Скіфської плити між Чорним і Азовським морями на заході і Каспійським морем на сході. Простягається Кавказ на відстані 1500 км при ширині біля 200 км (рис. 9.5).



Рисунок 9.5 - Тектонічна схема Передкавказзя, Великого і Малого Кавказу.

1 - Східноєвропейська платформа; 2 - авлакоген Донецького басейну; 3 - Скіфська плита, 4-8 - мегантиклінорій Великого Кавказу; 9-14 - складчаста система Малого Кавказу; 15 - вулканічні плато; 16 - міжгірські западини

Докембрійські і палеозойські комплекси зустрічаються відносно рідко, головним чином в басейнах рік Малої Ааби, Теберди, Араксу, Урупу, в районі Дзірульського масиву. Представлені вони гнейсами, кристалічними сланцями, піщано-глинистими карбонатними і вулканогенними утвореннями, потужними інтрузіями гранітів. Розріз палеозою закінчується товщею пермських конгломератів товщиною 4 км. Загальна товщина докембрійських і палеозойських відкладів Кавказу перевищує 17 км.

Мезозойські відклади розповсюджені повсюдно і представлені головним чином юрськими та крейдовими комплексами. Тріас відомий на Великому Кавказі, де виділяється 1,5 км товща вапняків з прошарками піщано-глинистих різновидів у верхній частині розрізу. Юрські відклади розвинуті більш широко. Їх товщина складає 12 км. Представлені вони сланцями, аргілітами, пісковиками та вулканогенними утвореннями.

Крейдові відклади також широко відомі в розрізах Кавказу. Нижня крейда представлена переважно піщано-глинистими комплексами, іноді флішової будови, з прошарками вулканогенних порід на Малому Кавказі. Загальна їх товщина досягає 4 км. Верхня крейда складається із вапняків і мергелів, які утворюють карбонатний фліш. На Малому Кавказі зустрічаються потужні товщі ефузивів. Загальна товщина верхньої крейди до 3 км. Відклади кайнозойської групи зустрічаються переважно в передгірських і міжгірських западинах.

Палеогенові комплекси порід виражені піщано-глинистими утвореннями з прошарками вапняків і мергелів. Закінчується розріз палеогену темними бітумінозними глинами майкопської світи. Загальна товщина палеогену досягає 7 км.

Неогенові відклади зустрічаються в міжгірських западинах. Це чергування строкатих мергелів, ракушнякових вапняків, вулканічного попелу, горючих сланців, глин, пісковиків, гравелітів і конгломератів. Максимальна товщина відкладів до 7,5 км.

Четвертинні відклади представлені морськими пісковиками і глинами, льодовиковими і алювіальними осадами. На Малому Кавказі та в районах Ельбрусу і Казбеку відомі ефузивні утворення (базальти, дацити тощо).

В тектонічній структурі Кавказу з півночі на південь виділяють: мегантиклінорій Великого Кавказу, Ріоно-Чорноморську і Нижньокуринську міжгірські западини та мегантиклінорій Малого Кавказу. З епігерцинською Передкавказькою платформою (Скіфською плитою) гірськоскладчасті споруди Кавказу зчленовуються завдяки передових прогинів - Терсько-Каспійського і Західнокубанського.

Мегантиклінорій Великого Кавказу характеризується несиметричною будовою і перевертанням складок на південь. В центральній його частині знаходиться ядро, яке складене дислокованими і сильно метаморфізованими породами протерозою і нижнього палеозою. Тут також широко розповсюджені граніти, які відслонюються в Дар'яльській і Ардонській ущелинах. Крила мегантиклінорію виповнені юрськими, крейдовими, палеогеновими і неогеновими відкладами. Північно-західне крило утворює Лабино-Малкінську зону. З півдня до неї примикає антиклінорій Головного хребта. Зчленування хребта проходить по Пшекіш-Тирниаузькому глибинному розлому. Антиклінорій Головного хребта служить основним підняттям Великого Кавказу. Він насунутий на складчасту зону південного крила мегантиклінорію. Амплітуда насуву складає 10-15 км. Південне крило мегантиклінорію круте. Породи тут зім'яті в ізоклінальні складки, які ускладнені серією насувів і перевернуті в південному напрямку.

Мегантиклінорій ступінчасто спускається в напрямку від своєї центральної частини по поперечних розломах. На північному заході він різко звужується і, занурюючись, утворює Тамансько-Керчинську зону піднять з грязьовим вулканізмом.

Південно-східна перикліналь Великого Кавказу занурюється під води Каспію, утворюючи Апшеронську зону піднять, подібну до Тамансько-Керченської зони. Тут також сильно розвинутий грязьовий вулканізм. Південна границя мегантиклінорію проходить по Кахетино-Лечхумському глибинному розлому.

В структурі мегантиклінорію Малого Кавказу виділяється декілька концентрично розташованих антикліноріїв (Сомхетсько-Карабаський, Місхано-Зангезурський) і синкліноріїв (Аджаро-Тріалетський, Єревано-Ордубський). Малий Кавказ відрізняється від Великого більш слабкою дислокованістю порід. Пояснюється це широким розвитком в його розрізі мезозойсько-кайнозойських магматичних утворень, які надають товщам більшої міцності і жорсткості. Вважають, що Великий Кавказ в значній мірі відповідає міогеосинклінальній зоні, а Малий Кавказ -- евгеосинклінальній зоні Кавказької геосинкліналі (рис. 9.6).

Мегантиклінорій Великого і Малого Кавказу розділені Закавказькою міжгірською областю. Вона закладена на жорсткому серединному масиві (Грузинська глиба). В період замикання геосинкліналі (олігоцен-неоген) серединний масив піддавався диференційованому опусканню і перетворився в міжгірську зону. В її сучасній структурі виділяють Ріоно-Чорноморську і Нижньокуринську міжгірські западини, які розділяються Дзірульським.масивом.

Рисунок 9.6 - Геологічний розріз Малого Кавказу

Історія геологічного розвитку.

В геологічній історії розвитку Кавказу можна виділити наступні основні етапи: допалеозойський який завершив утворення байкалід на місці сучасного Кавказу; палеозойський, який ознаменувався подрібненням байкальської основи і закладанням геосинкліналей Великого і Малого Кавказу, розділених Закавказьким серединним масивом; альпійський, який характеризується власне геосинклінальним режимом (мезозой, палеоген) і орогенним (неоген, антропоген) періодом розвитку.

Територію на південь від Великого Кавказу до встановлення орогенного етапу альпійського циклу, тобто до олігоцену, займав Закавказький серединний масив з фундаментом, складеним метаморфічними сланцями верхів докембрію - низів палеозою, які виступають на поверхню на Дзирульському піднятті і на північному схилі Малого Кавказу. В палеозої і тріасі північна частина Закавказького масиву зазнала підняття, а починаючи з юри більша його частина була покрита неглибоким морем і стала ареною вулканічної діяльності, особливо інтенсивної в середній юрі. В кінці середньої юри західна частина масиву - Грузинська глиба, за виключенням північної окраїни зазнала осушення з накопиченням в окремих западинах спочатку вугленосної товщі, проявленням інтрузій гранітоїдів, а потім відкладенням верхньоюрських уламкових червоноколірних порід і місцями солей та виливом лужних базальтів.

Нова трансгресія наступила в ранній крейді, Континентальна перерва в кінці юри - на початку крейди спостерігалась і на решті масиву. В олігоцені, з початком гороутворення на Великому і Малому Кавказі в межах масиву виникли спочатку вузькі прогини по периферії цих споруд, а в пізньому міоцені вони злились у великі міжгірські прогини -Ріонський на заході і Куринський на сході, які розділились Дзирульським підняттям. Морські тонкоуламкові моласи олігоцену-середнього міоцену в пізньому міоцені були витіснені континентальними або мілководними, переважно грубими, моласами. З цього періоду обидві западини, особливо середня частина Куринської западини, піддались складчасто-насувним деформаціям, які розповсюдились зі сторони Великого Кавказу. Деформації продовжуються й в сучасну епоху.

Північно-східна частина Куринської западини відокремлена Аджігайсько-Алятською зоною розломів від периклінального моласового Апшероно-Кобустанського прогину, утворюючи разом зі ним північно-західне обрамлення глибокої Південнокаспійської западини.

Південна частина Закавказького масиву на альпійському орогенному етапі була втягнута в підняття Малого Кавказу. На масиві в середині крейди в північно-західній частині виник широтний рифтогенний Аджаро-Тріалетський прогин, який виповнювався флішовими, вулканогенно-карбонатними товщами крейди-нижнього палеогену і зазнав складчастих деформацій помірної інтенсивності в кінці еоцену, з насуванням на Ріонську і Куринську западини. Виникла Аджаро-Тріалетська складчаста зона занурилась на схід від Тбілісі під моласи Куринської западини.

Заключні деформації зони відносяться до кінця еоцену, коли на неї на сході насунулась антиклінорна зона Малого Кавказу. Південна частина Малого Кавказу на протязі палеозою і майже всього мезозою належала до північної окраїни Іранської плити з пізньокембрійським метаморфічним фундаментом. На цьому фундаменті залягають мілководно-морські карбонатно-теригенні і карбонатні відклади девону-нижнього карбону і пермо-тріасу.

Вся ця область зазнала складчастих деформацій помірної інтенсивності в кінці еоцену. В міоцені в басейні сучасного Араксу утворились накладені моласові западини - Араратська і Нахічеванська. В пізньому міоцені значні площі в центральній частині Малого Кавказу були охоплені потужним наземним вулканізмом. Вулканічна діяльність продовжувалась до голоцену включно. Вона проявилась й на Великому Кавказі - вулкани Ельбрус, Казбек та ін. Відомі на Великому Кавказі малі інтрузії гранітоїдів пліоценового віку, а в районі Мінеральних Вод на північному схилі дещо більш давніх лаколітів.

Порівняно з деякими іншими структурами альпійського складчастого поясу Кавказ характеризується відносно невисокою сейсмічністю, катастрофічні землетруси тут рідкісні, а їх інтенсивність не перевищує 8 балів.

Корисні копалини.

На території Кавказу виявлені чисельні родовища горючих металічних і неметалічних корисних копалин, а також мінеральних, термальних і прісних вод.

Промислова нафтогазоносність встановлена в широкому стратиграфічному діапазоні - від тріасу до неогену. Нафтогазоносні площі пов'язані в основному із складчастими зонами передових прогинів, а газоносні із склепінними підняттями. В Закавказзі нафтоносна велика територія міжгірської Куринської депресії. В Грузії промислові скупчення вуглеводнів встановлено у відкладах верхньої крейди, еоцену і міоцену. Більшість нафтогазоносних районів Азербайджану, в тому числі морських, пов'язані з областями розповсюдження продуктивної товщі пліоцену.

Невеликі родовища кам'яного і бурого вугілля знаходяться на Північному Кавказі та Закавказзі. Пов'язані вони переважно з кам'яновугільними, нижньоюрськими і верхньоюрськими відкладами.

Родовища залізних руд різних генетичних типів встановлено на території Азербайджану, Вірменії, Кабардино-Балкарії.

Із родовищ марганцевих руд всесвітньо відоме Чіатурське родовище (Грузія) високоякісних руд.

Промислові скупчення руд кольорових металів Кавказу знаходяться в скарнових, гідротермальних, колчеданових і колчедано-поліметалічних жильних родовищах.

Із різних видів нерудної сировини особливо важливе значення мають адсорбційні глини і барит.

Кавказ багатий на різні природні будівельні матеріали. Практично невичерпні запаси природної цементної сировини. Широко відомі родовища гранітів, габро, мармурів, вулканічних туфів, базальтів, андезитів, вапняків.

Мінеральні води є виключним багатством Кавказу. Сумарний дебіт мінеральних джерел складає 250 тис. м3 на добу. Тут виділено 7 гідрогеохімічних зон; зона вуглекислих вод, зона азотних гідрокарбонатних вод; зона сірководневих сульфатних вод; зона сірководневих хлоридно-натрієвих вод; зона вуглекислих і термальних вод; периферійний пояс метанових вод.

Далекосхідна геосинклінальна область (Тихоокеанський геосинклінальний пояс)

Далекосхідна геосинклінальна область охоплює Охотське і Японське моря, Японські острови, о. Сахалін, Курили, Камчатку і Коряцьке нагір'я, представляючи один із сегментів Тихоокеанського геосинклінального поясу.

Геологічна будова.

В Корякії простягається Алгано-Великореченська зона і складна, багатоярусна шар'яжна споруда східної Корякії, що розвинулась на місці пізньомезозойських вулканічних дуг і окраїнних морів. Утворення шар'яжів відноситься до кінця крейди -- початку палеогену, напрямок їхнього переміщення -- південний. Алгано-Великореченська зона Корякії знаходить своє продовження в західній зоні Камчатки, геосинклінальний комплекс якої включає відклади від верхньої юри до верхньої крейди, а орогенний починається в палеогені. На Західнокамчатську зону зі сходу насунута Східнокамчатська, яка продовжується на північному сході Олюторською зоною Коряцького нагір'я. Ці зони мають в основі офіолітовий комплекс альба -- верхньої крейди, що змінюється палеогеновим флішем. Основні деформації, що включають шар'яжі, відносяться до початку міоцену, коли фліш у прогинах змінюється моласою. В олігоцені виник Центральнокамчатський вулканічний пояс із продовженням через Петропавлівський трансформний розлом у Курильську вулканічну дугу. На півночі Курило-Камчатський жолоб зчленовується з Алеутським, який виник уздовж утвореної наприкінці крейди -- початку палеогену Командоро-Алеутської дуги. Між східним узбережжям Камчатки і Командорськими островами відокремилася глибоководна Командорська западина. З внутрішньої сторони Курильської дуги не пізніше олігоцену -- раннього міоцену утворилася аналогічна Південноохотська западина. До початку міоцену відноситься і закладення глибоководних западин Японського моря.

Японські острови належать до системи острівних дуг Західнотихоокеанського рухомого поясу. Вони поділяються на три регіони -- о. Хоккайдо, північно-східна частина о. Хонсю, південно-західна частина о. Хонсю, о-ви Сикоку і Кюсю й архіпелаг Рюкю. Центральна частина о. Хоккайдо -- антиклінорій, складений офіолітами і верхньопалеозойсько-нижньомезозойською осадово-вулканогенною товщею, прорваною інтрузіями гранітоїдів. Північно-східна частина Хоккайдо являє собою закінчення Курильської острівної гряди, складена верхньокрейдовими -- кайнозойськими вулканітами. Північно-східна частина о. Хонсю облямовується Японським жолобом, який зчленовується на північному сході з Курило-Камчатським. У будові північно-східної частини о. Хонсю основну роль відіграють палеозойські відклади, починаючи із силуру, які неузгоджено залягають на метаморфітах докембрію. Палеозой в основному представлений теригенними товщами, на заході мілководними, на сході глибоководними. Усі ці відклади інтенсивно зім'яті у складки починаючи з кінця раннього карбону. Мезозойські породи поширені обмежено (в основному на сході) і представлені мілководно-морськими відкладами. На західному узбережжі розвинуті так звані зелені туфи неогенового віку. Архіпелаг Рюкю (Нансей), облямований однойменним глибоководним жолобом, представляє продовження зовнішньої зони південного заходу Японії. Деформації цих зон почалися наприкінці юри -- початку крейди і продовжувалися до пізнього міоцену, а на підвідному схилі, зверненому до глибоководного жолоба Нанкай, аж до сучасної епохи.

Корисні копалини.

В межах поясу відомі гідротермальні рудопрояви ртуті сурми, свинцю, золота і срібла. Серед седиментаційних родовищ корисних копалин слід відмітити Охотсько-Камчатський і Сахалінський газонафтові басейни, а також Сахалінський буровугільний басейн.

Японія відносно бідна на мінеральні ресурси. В значній кількості видобувається кам'яне вугілля (о. Хокайдо), нафта і газ (північний захід о. Хонсю), поліметалічні руди, нерудні будівельні матеріали.

Складчаста споруда Анд

Геологічна будова.

Складчастий гірський пояс Анд досить чітко поділяється на декілька сегментів. Самий північний з них -- Берегові (Карибські) ланцюги Венесуели -- простягається широтно уздовж узбережжя Карибського моря, відокремлюючись на заході розломом Боконо від Північних Анд. Північні Анди Західної Венесуели, Колумбії й Еквадору представляють собою сукупність гірських хребтів-антикліноріїв, між якими простягаються вузькі, міжгірські грабен-синклінорії, які виклинюються на південь і зайняті долинами рр. Магдалена, Кауко й Аграто. Формування складчастої структури Північних Анд почалося в кінці крейди, але головною епохою деформацій була пізньоеоценова. Відповідно в міжгірських прогинах розвинуті більш молоді кайнозойські відклади моласового типу. В осьовій смузі Північних Анд, особливо на півдні Колумбії й в Еквадорі, розташований ряд активних вулканів.

На широті долини Амазонки Північні Анди пережимом відокремлюються від Центральних. Останні розпадаються на два відрізки: північний відрізок північно-західного простягання займає в основному територію Перу, південний -- меридіональний; у його межах знаходяться Болівія і частини території Чилі й Аргентини. Північний відрізок Центральних Анд складається з двох основних хребтів -- кордильєр-антикліноріїв, Західного і Східного, між якими вклинюється масив Сьєрра-Бланка, утворений молодим гранітним батолітом.

Границя Південних (Патагонських) і Центральних Анд нечітка. На півдні складчаста гірська система повертає до сходу, продовжуючись у Вогняну Землю і тягнеться уже під водою. Тут між складеною палеозоєм і молодими гранітами Патагонською кордильєрою та зоною крейдово-ранньопалеогенового флішу вклинюється товща пізньоюрських-ранньокрейдових офіолітів.

Система передових прогинів (від Західновенесуельського до Магелланового) супроводжує зі сходу Анди по всій їх довжині. Кайнозойські моласи передових прогинів і підстеляючі їх крейдові і палеозойські відклади зім'яті в лінійні, місцями брахіморфні складки. Вони часто вміщують поклади нафти і газу.

Корисні копалини.

В межах Анд виділяють 5 мінералогічних зон в напрямку від Тихого океану в глибину континенту: мідоносний пояс Тихоокеанського побережжя, свинцево-цинковий пояс Центрального Перу, Східноандійський золотоносний пояс, Болівійський олово-срібний пояс, нафтоносний пояс Східних передгір'їв.