Региональная геология России

Таким образом, структуру Таймыро-Североземельской складчато-покровной области образуют резко отличные друг от друга тектонические элементы. Южно-Таймырский представляет деформированную шельфовую окраину Сибири, Центрально-Таймырский отвечает неопротерозойскому аккреционному поясу перекрытому отложениями дистальной части палеозойского шельфа Сибири, Северо-Таймырский соответствует микроконтиненту. В истории формирования континентальной коры и структуры Таймыро-Североземельской области отмечается два орогенических события: в венде в результате коллизии Центрально-Таймырского составного террейна и в конце палеозоя при столкновении с Карским континентальным массивом.

Глава 4. Складчатые области северо-востока и дальнего востока Азии

4.1 Верхояно-Чукотский орогенический пояс

Верхояно-Чукотский орогенический пояс расположен к востоку от Сибирской платформы и занимает обширную территорию северо-востока Азии. Он образован разнородными тектоническими элементами и включает несколько самостоятельных региональных структур: Верхоянскую складчатую область, для которой характерны позднепалеозойские - мезозойские прибрежно-морские комплексы пассивной окраины Сибири; Колымо-Омолонский супертеррейн, в строении которого наряду с крупным Омолонским микроконтинентом участвуют чужеродные блоки (террейны различного типа), образующие аккреционно-коллизионный комплекс Колымской структурной петли на который, в с вою очередь, наложены позднеюрские Уяндино-Ясачненский, Олойский островодужные пояса и гранитные батолиты юрско-мелового возраста, объединяемые в Колымский батолитовый пояс; Южно-Анюйскую складчатую зону, представляющую собой шов столкновения различных континентальных блоков в раннем мелу; Чукотскую складчатую область, для которой примечательны палеозойские и раннемезозойские комплексы пассивной континентальной окраины. Границы между перечисленными элементам выражены резко очерченными швами, хотя в плане и имеют сложные извилистые очертания, что особенно заметно в центре региона в районе хребтов Полоусного, Черского и Юкагирского плоскогорья. Петлеобразная, изогнутая форма структур является результатом сильного раздавливания за счет сжатия в меридиональном направлении при сближении плит Тихого океана, Сибири и Чукотки.

Верхоянская складчато-покровная область возникла на месте пассивной континентальной окраины Сибири. Ее структуры окаймляют всю восточную окраину Сибирской платформы на протяжении более 2000 км и отделяются от последней по Предверхоянскому краевому прогибу. В плане складчатая зона Верхоянья образует гигантскую петлю, которая веерообразно расширяется на севере, где скрывается под чехлом арктического шельфа и, вероятно срезается северо-западным продолжением Южно-Анюйского шва. На северо-западе структуры Верхоянской складчатой области огибают Оленекский выступ платформы и протягиваются в Южно-Таймырскую зону. На северо-востоке ее отложения выполняют Ольджойский прогиб субширотного простирания и далее, огибая структуры Колымской петли, принимают субмеридиональную ориентировку и выступом древнего Охотского массива разделяются на две ветви. Западная ветвь, выполняя Южно-Верхоянскую впадину, вдоль хр. Сетте-Дабан следует в южном направлении к побережью Охотского моря. Восточная ветвь вдоль хр. Черского, слагая пограничный с ним Иньяли-Дебинский синклинорий, уходит на юго-восток, огибает структуры Колымской петли и далее на востоке в районе Сугойской зоны в виде узкой полосы отделяет Приколымский блок от Омолонского массива. С юга и юго-востока на структуры Верхоянской складчатой области, как и всего Верхояно-Чукотского региона, наложены меловые комплексы Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса.

Состав и строение Верхоянского комплекса, образующего структуру складчатой области во всех ее частях, довольно однообразен и представлен мощной (до 6 км и более) монотонной толщей песчано-глинистых пород среднего карбона - юры. Источником терригенного материала служил Сибирский массив, с которого 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 мезопротерозойско-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 перемещением континента в более высокие широты. В целом условия пассивной окраины сохранялись в этом районе более 500 млн. лет. В течение этого времени отмечаются два периода рифтогенеза: первый на рубеже мезо- и неопротерозоя, когда были сформированы интрузии щелочных габброидов, габбросиенитов и карбонатитов, индикатором второго - в позднем девоне являются покровы базальтов траппового типа (субщелочные лавы, щёлочно-ультраосновные интрузии) хребта Сетте-Дабан.

Верхоянский комплекс интенсивно деформирован. Возраст складчатости несколько различен в разных частях зоны - от конца позднеюрской эпохи на востоке до начала раннемеловой эпохи на западе. Деформация структуры Верхоянья связана с эшелонированным надвиганием на окраину Сибирской платформы серии покровов верхоянского терригенного комплекса, сорванного с подстилающего карбонатного основания в результате коллизии с Сибирской окраиной разнородных литосферных блоков, находившихся у северо-западной окраины Тихого океана. Коллизионное сжатие и последующая складчатость стали причиной формирования ассиметричной структуры Верхоянья, состоящей из ряда антиклинориев и синклинориев, осложненных надвигами. Перед фронтом растущего горно-складчатого сооружения возник Предверхоянский краевой прогиб, который 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.

Колымо-Омолонский супертеррейн. 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. 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 большим разнообразием пород от докембрия до мезозоя, среди которых можно выделить несколько типов.

Карбонатные блоки. Эти блоки наиболее многочисленные и распространены по периферии структурной петли. Приколымский блок имеет субмеридиональное простирание и представлен выходами метаморфического фундамента преимущественно мезопротерозойского возраста, перекрытого чехлом неопротерозойских карбонатных и терригенных отложений. Выше залегают комплекс палеозойских осадочных пород, имеющий много общего с карбонатным чехлом Сибирской платформы. Для середины девона характерны горизонты платобазальтов, а в карбоне карбонатное осадконакопление сменяется кремнистым, что свидетельствует об отрыве блока и погружении, в результате которого начали накапливаться глубоководные осадки. Многочисленные мелкие карбонатные блоки (Полоусненский, Селеняхский, Омулевский и др.) похожие по строению на Приколымский расположены в районе хребтов Черского и Полоусного. Они образуют структурную мозаику - гигантскую брекчию, распространенную полосой вдоль края Колымской петли.

Блоки с вулканическим типом разреза, преимущественно ордовикского возраста. Типичным представителем является Россошинский блок. Здесь присутствует полный разрез ордовика, начинающийся со сланцевой толщи с граптолитами, выше которой залегает мощная вулканическая толща, представленная трахибазальтами, трахириолитами и их туфами. Формирование указанной ассоциации предполагается в результате рифтогенеза.

Блоки, в строении которых участвуют офиолиты. Эти террейны малы и немногочисленны: Уяндинский, Мунилканский и др. Каждый из них обладает индивидуальными особенностями, но, в общем, их строение представлено тектоническим меланжем различных членов офиолитовой ассоциации: ультрабазитов, габбро, амфиболитов, шаровых лав и т.п.

Островодужные террейны средне-верхнепалеозойского возраста. Такие блоки развиты, преимущественно во внутренней части Колымской петли. Наиболее представительным является Алазейский блок, в основании которого зонально-метаморфизованная вулканогенно-сланцевая толща позднего девона - раннего карбона, перекрытая толщей позднепалеозойских вулканогенных пород островодужного генезиса. Среди них преобладают средние и кислые разности известково-щелочной направленности, много туфов, переслаивающихся с морскими осадками.

Время аккреции описанных террейнов определяется по несогласному залеганию на них мезозойских островодужных комплексов, составляющих второй структурный комплекс Колымской петли. Выделяется два уровня несогласий: поздняя юра, ранний мел, что предполагает наличие минимум 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. Реликтовые структуры вулканических дуг конформны Колымской петле и деформировались совместно с более древними чужеродными блоками, после их аккреции. На заключительных этапах коллизии в мелу был сформирован пояс Колымский гранитных батолитов, очертания которого также повторяют форму Колымской петли.

Омолонский и Охотский массивы имеют сходное строение и представляют обломки единого континента, отличного от Сибирского. Разделение этого микроконтинента на две части произошло в позднедевонское - каменноугольное время. Архейско-протерозойский метаморфический комплекс фундамента представлен гнейсами, амфиболитами и кристаллическими сланцами. Широко развиты гранитогнейсовые купола. Формирование чехла началось в неопротерозое - около 800 млн. лет назад. Он представлен неопротерозойскими терригенно-карбонатными мелководными отложениями. В венде отмечаются тиллиты. Кембрий характеризуется карбонатным разрезом. В нижнем ордовике распространены терригенные породы (конгломераты, красноцветные песчаники). На большую часть ордовика, силур и нижний девон приходится перерыв. Выше залегает мощная толща девонских 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 вулканоплутоническую ассоциацию, близкую активным окраинам андийского типа.

Начиная с карбона, разрезы плитного комплекса Омолонского и Охотского массивов имеют отличия, как по составу, так и строению, что предполагает их разобщение. В Омолонском массиве карбон представлен конгломератами и толщами углей, нижняя пермь развита спорадически и представлена конгломератами и алевролитами. Верхняя пермь образована маломощными мелководными карбонатно-глинистыми отложениями. Триасовые и нижне-среднеюрские отложения преимущественно морские песчано-глинистые. В юре появляются горизонты базальтов и их туфов. Верхнеюрские и нижнемеловые отложения представлены континентальными угленосными толщами. В пределах Охотского массива каменноугольные и пермские отложения развиты ограниченно. В этом интервале разреза преобладают континентальные грубообломочные отложения. В перми они перемежаются с наземными кислыми эффузивами. Триас представлен только верхним отделом, и сложен грубообломочной морской толщей с кислыми лавами и их туфами. Юрские отложения развиты ограниченно и также преимущественно морские.

Южно-Анюйская шовная зона разделяет структуры Колымо-Омолонского супертеррейна и Чукотской складчатой области и является важным тектоническим элементом. По этому шву соединяются континентальные области Евразии и складчатые структуры, принадлежащие обрамлению арктических субконтинентов и Северной Америки. Зона имеет чешуйчато-надвиговое строение. В состав чешуй входят офиолиты позднеюрско-раннемелового возраста, включающие: гипербазиты, габброиды, спилит-диабазовые толщи и пелагические отложения. В тесной ассоциации с ними находятся одновозрастные образования островных дуг, представленные андезитами, андезибазальтами и базальтами с большим количеством туфов. Лавы перемежаются с морскими осадками и имеют известково-щелочной состав. Субдукционный комплекс включает ряд чужеродных блоков, сложенных среднепалеозойскими островодужными комплексами, в пределах которых развиты зоны меланжа и глаукофан-сланцевого метаморфизма.

Чукотская складчатая область на севере ограничена подножием материковых склонов, включая Новосибирские о-ва и о-в Врангеля. На юге система перекрыта вулканитами Охотско-Чукотского пояса. Западным ограничением является Южно-Анюйская шовная зона, а восточным продолжением Бруксовская складчатая система на Аляске. Образование комплексов, слагающих Чукотскую область, происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Докембрийское кристаллическое основание выходит на поверхность на крайнем востоке - в пределах Восточно-Чукотского поднятия. В отличие от Сибирского, докембрийское основание Восточно-Чукотского массива характеризуется преобладающим развитием первично осадочных пород, зональным строением и относительно низкотемпературным метаморфизмом, соответствующим амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фациям. Неопротерозойские слои развиты очень ограниченно и представлены на о-ве Врангеля вендской конгломератовой толщей. Палеозойские породы слагают ряд поднятий. В разных районах области палеозой представлен различными шельфовыми карбонатно-терригенными отложениями. В низах разреза преобладают известняки, в верхах - терригенные породы. Объем мезозойского комплекса Чукотки по сравнению с верхоянским комплексом существенно сокращенный (триас - нижняя юра). В основании триаса отмечается перерыв. Для толщ нижнего триаса характерны габброиды, диабазы и их туфы, местами спилиты и серпентинизированные ультрабазиты, свидетельствующие об утонении континентальной коры. Верхний триас и нижняя юра сложены флишевой толщей, интенсивно деформированной в поздней юре. На палеозойское и мезозойское основание со стратиграфическим перерывом ложится молассовый комплекс верхней юры - нижнего мела, выполняющий ряд впадин (Раучуанскую и более мелкие). Он представлен внизу - грубообломочными морскими отложениями, эффузивами, туфами среднего и кислого составов; вверху - континентальными, иногда угленосными осадками. Суммируя приведенные данные, можно утверждать, что пассивная окраина Восточной Арктики представляла собой часть обширного морского бассейна, в основании которого в раннем мезозое находилась преобразованная континентальная кора, большей частью утоненная. Эта окраина была отделена от Сибирской океаническим бассейном. Его закрытие и последующая коллизия в раннем мелу завершили формирование композитной структуры Верхояно-Чукотского орогенического пояса.

Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс резко несогласно перекрывает структуры Северо-Востока Азии на протяжении 3000 км от Берингова пролива до Удской губы, маркируя активную континентальную окраину андийского типа, существовавшую здесь в меловое время. Излияния происходили исключительно в наземной обстановке. Преобладают андезиты и риолиты, местами встречаются андезибазальтовые комплексы. Отмечается четкая поперечная петрохимическая зональность: во фронтальной (юго-восточной) части пояса развиты породы нормальной щелочности, а в тылу (на северо-западе) высоко-калиевые разности. Широко обнажены субвулканические интрузии того же состава и более крупные батолитовые тела гранитоидов известково-щелочного ряда. Формирование пояса происходило сравнительно быстро, в течении альба - сеномана (около 20 млн. лет). Его заложению предшествовало образование Кони-Мургальского вулканического пояса, основание которого представлено агломератом преимущественно островодужных комплексов поздней перми - раннего мела. Реликты этих структур обнажаются из-под более молодых вулканитов на юго-восточном фланге Охотско-Чукотского пояса.

4.2 Корякско-Камчатская аккреционная область и Курило-Камчатская островная дуга

Корякско-Камчатская аккреционная область формирует восточную часть Евроазиатской континентальной окраины и представляет фрагмент активно растущей структуры Тихоокеанского подвижного пояса. Ее структура формировалась в течение мезозойско-кайнозойского времени на конвергентной границе Тихоокеанской и Евроазиатской плит. Большая часть площади области покрыта кайнозойскими преимущественно вулканогенными островодужными формациями. Корякско-Камчатская область является примером аккреционных структур. В ней проступает полосовое расположение разновозрастных вулканических поясов, отвечающих прежним вулканическим дугам. Каждая из них контролировалась зоной субдукции, в которую поступали чужеродные блоки (террейны), сгрудившиеся, в итоге, у окраины континента, создав современную мозаичную картину геологии Корякии и Камчатки.

В пределах области устанавливаются три главные категории структурно-вещественных комплексов: вулканические комплексы, маркирующие прежние окраинно-континентальные вулканические пояса; флишевые и связанные с ними туфогенные комплексы, отмечающие положение прежних преддуговых террас; чужеродные блоки, окруженные флишевой матрицей и зачастую серпентинитовым меланжем или олистостромами, отвечающие аккреционным клиньям приостровных склонов глубоководных желобов. Омоложение этих генетически связанных комплексов наблюдается с запада на восток, что хорошо видно в смене разновозрастных вулканических поясов.

Самые древние вулканические комплексы связаны с функционированием Кони-Мургальской системы островных дуг и мелового Охотско-Чукотского окраинно-континентального пояса. Поля их распространения ограничивают с запада структуры Корякско-Камчатской области. Фронтальная (обращенная на восток) часть этих поясов представлена Пенжинско-Анадырской зоной распространения терригенных флишевых толщ мелового, а местами юрского возраста. Эти толщи отвечают преддуговой террасе Кони-Мургальских дуг.

Юго-восточнее прослеживается полоса палеогеновых Анадырьско-Бристольского (палеоцен-эоцен) и Корякско-Западно-Камчатского (эоцен-олигоцен) вулканических поясов, которые наложены на меловые флишевые образования Алгано-Великореченской и Алькатваамской передовых бассейнов Охотско-Чукотского вулканического пояса. Флишево-олистостромовые толщи преддуговой террасы палеогенового возраста распространены вдоль Вывенского шва и выполнят Укэлаятский и Западно-Камчатский прогибы.

В пределах Олюторо-Камчатской части следует полоса вулканогенных пород неоген-плейстоценового возраста и далее на юго-восток область современного вулканизма Курило-Камчатской островной дуги.

Указанные разновозрастные вулканические пояса располагаются резко несогласно на более древнем основании, построенном из аккреционной мозаики и флишоидых комплексов преддуговых террас. Перед фронтом каждого из них также располагаются аккреционная призма, составленная из чужеродных блоков и осадочная терраса, где распространен флиш более молодой по сравнению с тем, на котором сформирован вулканический пояс. Это означает, что окончание активности каждого из поясов было связано с «заклиниванием» зоны субдукции прибывающими чужеродными блоками, а появление молодого пояса было обусловлено перескоком зоны субдукции в новое положение по направлению к Тихому океану.

Так заклинивание юрско-меловой (Кони-Мургальской) зоны субдукции связано с причленением Пенжинского, Ваежского, Усть-Бельского, Пекульнейского, Канчаланчкого террейнов. Их внутренне строение представлено пластинами хаотически нагроможденных комплексов. В составе тектонических покровов преобладают островодужные вулканогенно-кремнистые отложения поздней юры - раннего мела и офиолиты палеозойско-мезозойского возраста. Кроме того известны проявления глаукофановых сланцев среднепалеозойского возраста, разновозрастные глыбы известняков и блоки метаморфических пород докембрийского возраста.

В аккреционной призме средне-позднемелового возраста (Охотско-Чукотской) во флишевую матрицу запечатаны Майницкий и Эконайский террейны аккреционного происхождения. В состав террейнов входят офиолитовый, вулканогенно-осадочный островодужный, хаотический субдукционный комплексы позднеюрско-раннемелового возраста.

С окраинно-континентальной зоной субдукции палеогенового возраста (Анадырьско-Бристольской, Корякско-Западно-Камчатской) связано формирование складчатого основания Олюторско-Камчатской территории. В пределах Олюторского полуострова и Западной Камчатки выделяются несколько структурных единиц (Ватынская, Ачайваямская и Говенская), разделенные полосами олигоцен-нижнемиоценового флиша и надвинутые Укэлаятский и Западно-Камчатский флиш. Для этих областей характерны мел-палеогеновые покровы, представленные вулканическими сериями, образовавшимися в условиях океанических островов и вулканических дуг. Они тесно связаны с гипербазитами, габбро и другими членами офиолитовой ассоциации. Наиболее древние комплексы Олюторско-Камчатской области слагают два массива: Срединного хребта и Ганальский. В пределах Срединного хребта известны выходы мезопротерозойских кристаллических сланцев и гнейсов. Обнажены также слабометаморфизованные породы, в которых сохранились остатки палеозойской фауны. Аллохтонно залегают кремнистые и вулканические комплексы (Ирунейский, Валагинский и Кумроч), перемежающиеся с подушечными базальтами, иногда встречаются пластины офиолитов. Область распространения этих пород представляют собой хаотический аккреционной комплекс позднего мела, который наращивается вулканогенными породами островодужного генезиса - туфами, базальтами, андезитами, а также щелочными базальтами позднего мела - палеогена. Ганальский выступ сложен докембрийскими гранулитами, прорванными раннепалеозойскими плагиогранитами. Очевидно, что массив представляет остатки террейна кратонного типа и отличается от структуры Срединного хребта.

Блоки Кроноцкого полуострова и п-ова Камчатский мыс сложены вулканическими толщами мел-палеогенового возраста, разбитыми на серию пластин, и разделенных полосами серпентинитового меланжа. Их причленение и деформация происходили в среднем миоцене.

Котловина северо-восточной части Охотского моря наложена на разнотипные структуры Корякско-Камчатской аккреционной области. Восточное крыло котловины выведено на поверхность на западе Камчатки. Здесь кайнозойская моласса, главным образом, олигоцен-миоценовые толщи участвуют в строении Западно-Камчатского прогиба. Мощность осадков на шельфе, в соответствии с данными бурения, составляет около 3-5 км, во впадине Тинро - до 10 км.

Курило-Камчатская островная дуга. Дуга протяженностью почти 2000 км представляет типичный вулканический пояс, возникший вследствие субдукции Тихоокеанской плиты, которая в настоящее время поглощается со скоростью около 9 см/год. Согласно геофизическим данным Курильская дуга подстилается во флангах корой субконтинентального типа мощностью до 25 км, а в центре - либо океанической, либо сильно утоненной континентальной корой мощностью не более 15 км. Камчатская ветвь подстилается довольно мощной (30-35 км) континентальной корой и для нее в определенной мере справедлива аналогия с активными окраинами андийского типа. С простиранием островодужных структур совпадает ярко выраженный пояс сейсмичности. По распределению гипоцентров землетрясений четко вырисовывается глубинная сейсмофокальная зона. Она прослеживается на глубину до 650 км и имеет наклон в среднем 40°. В интервале глубин между 150 и 200 км намечается разрыв сейсмичности и именно над этим отрезком располагается пояс современной вулканической деятельности.

Курило-Камчатская островодужная система имеет типичное строение: вулканическая дуга, невулканическая дуга, преддуговой (внутренний) склон глубоководного желоба, глубоководный желоб, внешний склон желоба. В тылу дуги располагается Южно-Охотоморская глубоководная впадина. Вулканическая дуга образует структуры Большой Курильской гряды. Начало активизации вулканической деятельности относится к раннему миоцену. В истории развития дуги можно наметить три этапа. Первый отвечает раннему миоцену и представлен базальтами, андезитами, риолитами и их туфами. Второй этап соответствует среднему миоцену и представлен терригенными флишоидными осадками с конгломератами и олистостромовыми горизонтами. Предполагается, что снос обломочного материала происходил со стороны Охотоморского блока, от которого Курильская дуга откололась при раскрытии Южно-Охотоморского бассейна. Третьему этапу, начавшемуся в позднем миоцене и продолжающемуся сегодня, отвечает дифференцированная известково-щелочная вулканическая толща от базальтов до риолитов, в которой андезитовые разности преобладают. Вулканические комплексы формируют две структурные зоны: осевой хребет и подводные горы задугового бассейна. В осевой части это, в основном, вулканиты известково-щелочной, местами толеитовой серии, для задуговой части характерны субщелочные породы. На Камчатке известны штоки субщелочных пород, свидетельствующие о начинающемся расщеплении островной дуги и заложении междугового бассейна (Центрально-Камчатский рифт, заполненный кайнозойской молассой). В качестве внешней невулканической дуги Курило-Камчатской системы могут рассматриваться Малокурильская гряда и рассмотренные выше п-ова Восточной Камчатки. На Малых Курилах обнажаются позднемеловые вулканические породы, представляющие остатки более древней островной дуги. Есть также предположение, что Малокурильская гряда представляет чужеродный блок.

4.3 Юго-Восточная окраина Азии (Сихотэ-Алинь-Сахалинская область и прилегающие территории)

В южной части российского Дальнего Востока расположен разнообразный латеральный ряд тектонических структур. Это юго-восточный край Сибирского кратона, Хингано-Буреинский и Ханкайский массивы, состоящие из докембрийских блоков и разделяющих их герцинских структур, западная ветвь Монголо-Охотского раннемезозойского подвижного пояса, мезозойско-кайнозойская аккреционно-коллизионная система Сихотэ-Алиня и Сахалина, а также современная активная континентальная окраина, связанная с развитием Курильской островной дуги.

Хингано-Буреинский и Ханкайский массивы. Герцинские аккреционно-складчатые комплексы, связанные с эволюцией Палеоазиатского океана, расположены на территориях Хингано-Буреинского и Ханкайского массивов. Большую часть массивов занимают палеозойские гранитные батолиты, сформированные на завершающих этапах образования гетерогенной структуры блоков.

В состав Хингано-Буреинского массива входят Гонжинский, Мамынский, Буреинский и Малохинганский блоки кристаллических пород докембрия. Выходы основания блоков на поверхность сохранилось на сравнительно небольших участках. Наиболее крупные из них известны в Малом Хингане, где на поверхности обнажаются палеопротерозойские метаморфические комплексы, представленные гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами (амурская серия), которые перекрыты слабометаморфизованными неопротерозойско-кембрийскими карбонатно-терригенными породами (хинганская серия и ее аналоги). Состав метаморфических толщ существенной варьирует от блока к блоку, что предполагает независимое их развитие. Палеозойские аккреционные комплексы главным образом турбидитового состава развиты в центральной части Хингано-Буреинского массива, где они перекрыты неоген четвертичными образованиями Зейской впадины. Известны они также и Баджальской зоне, примыкающей к массиву с востока. Ханкайский массив во многом похож на Хингано-Буреинский. Он также имеет гетерогенную структуру и может быть разделен на серию блоков: Матвеевский, Нахимовский, Гродековский. Палеопротерозойские метаморфические комплексы слагают отдельные блоки, либо выходят в ядрах гранитогнейсовых куполов. Оболочка куполов и межкупольные синформы сложены неопротерозойскими и кембрийскими карбонатными и терригенно-кремнистыми отложениями, а также вулканическими породами. Характерной особенностью Ханкайского массива является наличие вдоль его восточного края пермского вулканоплутонического пояса (Арсеньевский пояс). Среди поля распространения вулканогенных пород преобладают андезиты, отмечаются также дациты и риолиты. Они тесно ассоциируют с туфами и вулканогенно-обломочными породами. Среди осадков распространены мелководные обломочные и континентальные угленосные толщи.

Монголо-Охотская складчатая система, примыкающая к окраине Сибирского кратона с юга, состоит из осадочных комплексов преддугового бассейна и хаотических комплексов аккреционного клина раннемезозойской активной окраины. Структура системы может быть разделена на три сегмента Тукурингра-Джагдинский, Галамский и Ульбанский.

Тукурингра-Джагдинский сегмент отличается северо-западным простиранием структур. Основное место здесь занимают переработанные коллизионными деформациями нижнепалеозойские терригенные, терригенно-карбонатные и глинисто-кремнистые отложения, которые включают пластины метавулканитов базальтового и андезит-дацитового составов. Широко представлены тела габбро-тонналитов. В целом этот сегмент можно охарактеризовать как субдукционно-коллизионный меланжевый тектонический комплекс, включающий офиолитовые и островодужные ассоциации.

Структурный стиль Галамского сегмента представлен пакетом тектонических пластин и чешуй северо-восточного простирания. В строении преобладают слабоизмененные комплексы преимущественно среднего и позднего палеозоя, представленные терригенно-кремнистыми отложениями флишоидного типа, подушечными базальтами, андезибазальтами и андезидациты. Стратиграфически выше залегают мощный триас-юрский флиш, с горизонтами олистостром и вулканитами как островодужного генезиса, так и толеитовыми базальтами океанического типа. В небольших прогибах на складчатом основании со стратиграфическим несогласием залегают верхнемеловые наземные вулканиты бимодальной серии. В северо-западной части сегмента в пределах Ланского офиолитового шва широко распространены чешуи гипербазитов, габброидов и амфиболитов. Таким образом, Галамский сегмент в основном образован субдукционными комплексами палеозоя и раннего мезозоя со значительным участием океанических образований.

Ульбанский сегмент складчатой системы имеет наименее напряженный стиль деформаций и представлен довольно крупной синформой, которую в основном выполняют юрские толщи флишевого и турбидитового строения, глинисто-кремнистые осадки и вулканогенные толщи базальтового состава. Местами юра согласно перекрыта толщей нижнемелового флиша. Этот комплекс пород интерпретируется как комплекс пассивной континентальной окраины, вовлеченный в покровно-складчатую структуру Монголо-Охотского пояса. Мезозойский флиш распространяется и за ее пределы на юго-восток в структуры Сихотэ-Алиньской области.

Хингано-Охотская активная континентальная окраина, существовавшая в раннем мелу-начале позднего мела, включает в себя магматическую дугу и аккреционный клин. Юго-восточной границей этой активной окраины служит Амурская сутура. В преддуговой области (Хабаровская, Амурская, Киселево-Маноминская зоны) основная роль принадлежит нижнемеловым терригенным турбидитовым и флишевым комплексам. Помимо нижнемеловых терригенных пород здесь присутствует хаотический комплекс вулканитов, кремнистых и карбонатных пород позднего палеозоя - раннего мезозоя, что характерно для фронтальной части аккреционного клина активной континентальной окраины. В настоящее время эти образования в большей части перекрыты кайнозоем Хабаровской наложенной впадины.

Сихотэ-Алинь-Сахалинская область. Юго-восточнее Амурской сутуры находятся аккреционные структуры Центрально-Сихотэ-Алиньского поднятия. Эта зона имеет сложное строение, где сочетаются разновозрастные офиолитовые, островодужные и субдукционные комплексы палеозоя - раннего мезозоя (самаркинский комплекс). В тектонический меланж вовлечены континентальные блоки домезойского возраста, сложенные кристаллическими сланцами, гнейсами и мигматитами и перекрытые покровами базальтов, ультрабазальтов и кремней триасово-юрского возраста. Структуры Центрально-Сихотэ-Алиньского поднятия приурочены к крупному одноименному сдвигу. С ним же сопряжена кулисная система оперяющих разломов северо-восточного простирания и конформная им система складок. Восточнее самаркинского аккреционного пояса протягивается широкая полоса нижнемелового флиша.

Таким образом, формирование складчатых структур Сихотэ-Алиня завершилось к концу раннего мела. В строении этой системы можно выделить два основных типа комплексов: "дофлишевый" - субдукционный хаотического строения, формировавшийся до раннего мела; "флишевый" - коллизионный, образованный в раннем мелу. Формирование мезозойских турбидитовых комплексов, преобладающих на этой территории многие исследователи связывают с обстановкой континентальных окраин калифорнийского типа.

Второй этап в развитии Сихотэ-Алиня, начавшийся в конце позднего мела - палеогене ознаменован заложением на сформировавшемся аккреционном основании Сихотэ-Алиньского окраинно-континентального вулканоплутонического пояса и сопряженных с ним структур. Вулканиты пояса принадлежат типичной известково-щелочной серии и прорваны гранитными батолитами. Характерна поперечная петрохимическая зональность со сменой с востока на запад (т.е. вглубь континента) менее щелочных пород более щелочными, появлением в том же направлении вулканических пород латитовой серии и щелочных интрузий. Контролирующая зона субдукции находилась на расстоянии около 400 км и ее реликты прослеживаются на о-ве Сахалин. Остров Сахалин отделен от Сихотэ-Алиня прогибом Татарского пролива, который открывается на юг в сторону глубоководной котловины Японского моря. Поскольку котловина возникла только в неогене, то Сахалинская и Сихотэ-Алиньская ветви аккреционно-коллизионной системы обособились, по существу, лишь в кайнозойской структуре, а до этого составляли единый пояс. Западная часть Сахалина интерпретируется, как преддуговый бассейн и сложена обломочными сериями позднего мела-плиоцена. В составе толщи продукты разрушения вулканических пород, по строению она напоминает флиш, хотя формировалась на сравнительно малых глубинах. Также в составе присутствуют пачки туфов и вулканогенных пород островодужного генезиса.

Складчатые комплексы Восточно-Сахалинской зоны соответствуют субдукционному меланжу аккреционной призмы. Они характеризуются хаотическим строением. В составе можно встречаются метаморфические породы высоких давлений, многочисленные глыбы палеозойских и раннемезозойских пород, перемежающиеся с офиолитовым меланжем. Аккреционные комплексы Сахалина перекрыты чехлом неогеновых-четвертичных осадков, которые прослеживаются и к востоку от о-ва Сахалин в сторону Охотоморской сутуры, выраженной в рельефе уступом. К востоку от него располагаются кардинально иные региональные тектонические элементы: шельф Охотского моря и Южно-Охотская впадина с корой океанического типа, сформированная в тылу Курильской островной дуги.

Глава 5. Молодые эпипалеозойские плиты

5.1 Западно-Сибирская плита

Западно-Сибирская плита представляет собой крупнейшую молодую эпипалеозойскую плиту, которая занимает обширную территорию (около 3.5 млн. км²) Западно-Сибирской низменности, выполненную мощными толщами осадочных пород. C юга плита ограничена герцинскими и каледонскими складчатыми сооружениями Алтае-Саянской аккреционно-коллизионной области, с запада и северо-запада плиту обрамляют позднепалеозойские складчатые структуры Урала, с востока - Сибирская платформа и докембрийские структуры Енисейского кряжа, а с северо-востока складчатые сооружения Таймыро-Североземельской области. На севере Западно-Сибирская плита открывается в сторону океана и переходит в пассивную окраину, которая большей частью является затопленной окраиной материковых структур. На юго-западе, в районе Тургайской седловины комплексы Западно-Сибирской плиты сочленяется с Туранским эпипалеозойским осадочным бассейном.

Плита имеет двухъярусное строение - разновозрастный (от докембрия до позднего палеозоя) гетерогенный фундамент, обнажающийся в возвышенностях по обрамлению плиты и несогласно перекрывающий его чехол, сложенный мезозойскими и кайнозойскими осадочными толщами.

Фундамент плиты. О взаимоотношениях и точной конфигурации различных структурных элементов фундамента плиты нет единого мнения. Но совершенно ясно, что в основании Западно-Сибирской плиты находят продолжение структуры ее обрамления. Предполагается, что большая часть Западно-Сибирской низменности подстилается верхнепалеозойскими комплексами, являющимися продолжениями Иртыш-3айсанской и Томь-Колыванской складчатых зон. Их существование на глубине подтверждается бурением в южной части Западно-Сибирской низменности, где под чехлом вскрыты офиолиты, девонские и нижнекаменноугольные граувакковые отложения и лавы. Достаточно надежно несколько полос офиолитовой ассоциации устанавливается также в Зауралье. Здесь многими скважинами вскрыты гарцбургиты, верлиты, троктолиты, дуниты и габбро-нориты - ультрабазитовые разности офиолитовой ассоциации. Офиолиты обнаружены в скважинах в районе Сургута и Нижневартовска. Вышесказанное позволило выделить в строении фундамента Западно-Сибирской плиты три офиолитовых пояса: Нижневартовско-Александровский, Зауральский и Западно-Сургутский. Гипербазитам в пределах этих поясов сопутствуют кремнистые сланцы, яшмы и граувакко-черносланцевые толщи в основном девонского возраста. Ограничить офиолитовые пояса позволяют также тяготеющие к ним интенсивные положительные магнитные аномалии. Позднепалеозойские коллизионные структуры Иртыш-Зайсанской и Томь-Колыванской зон на севере, в районе Обской губы, как предполагается, соединяются с близкими по возрасту складчатыми образованиями внутренних зон Урала, обрамляя, таким образом, Ханты-Мансийский древний массив. Этот массив продолжает на север каледонские и более древние образования Центрального Казахстана. Вскрытые там породы представлены кристаллическими сланцами и гнейсами мезопротерозойско-неопротерозойского возраста. На востоке от Томь-Колыванской зоны под чехлом Западно-Сибирской плиты находят свое продолжение раннепалеозойские аккреционные комплексы Кузнецкого Алатау и позднепалеозойские отложения Минусинской впадины. Основание самой восточной части плиты слагает вытянутая вдоль левобережья Енисея Приенисейская зона, структуры которой рассматриваются сегодня как поздненеопротерозойский аккреционный пояс, и погруженный борт Сибирской платформы, который сложен в этой части, судя по разрезам районов Туруханска и Игарки, мощным существенно карбонатным разрезом верхнего докембрия, нижнего и среднего палеозоя. Наибольшие разногласия существуют по поводу строения фундамента северной части Западно-Сибирской низменности, скрытой под мощным чехлом осадков. Неясны взаимоотношения между погруженным краем Сибирской платформы и герцинскими комплексами Урала. Согласно одним взглядам, край Сибирского кратона находится в непосредственной близости границы распространения мезозойско-кайнозойских отложений Западно-Сибирской плиты, что в большинстве случаев подтверждается геофизическими данными. Согласно другим взглядам, раннедокембрийская кора кратона с палеозойским чехлом осадков распространены под всей северной частью Западно-Сибирской низменности вплоть до п-ова Ямал.

По данным глубинного сейсмического зондирования Западно-Сибирская низменность повсюду подстилается корой континентального типа. Ее мощность в целом составляет 43-46 км в западной части (продолжение Уральских структур), 39-43 км - в восточной части (у окраины Сибирской кратона) и 36-37 км - в центральной части. Таким образом, наблюдается определенное сокращение мощности от периферии к центральной части низменности, где по современным данным фиксируется достаточно типичная рифтогенная картина глубинного строения с утонением континентальной коры. Палеорифты выражены впадинами, ограниченными сбросами, глубиной до 2 км. К ним приурочены положительные гравитационные аномалии, соответствующие распространению тяжелых базальтовых пород, а также несколько повышенный тепловой поток. Также характерны четкие магнитные аномалии, вытянутые вдоль грабеновых структур. В фундаменте Западно-Сибирской плиты картируется несколько палеорифтовых систем. Это протяженные, вытянутые в меридиональном направлении структуры, наиболее крупной из которых является Колтогорско-Уренгойский грабен, рассекающий всю территорию с раскрытием на север в Южно-Карскую впадину. От него косо к северо-западу прослеживается Ямальский грабен. Обе структуры обычно объединяют в единую систему - Ямало-Пуровский авлакоген. Вдоль восточного борта Западно-Сибирской низменности прослеживается второй, хорошо выраженный палеорифт - Худосеевский грабен. На крайнем юго-западе низменности вблизи стыка с Уралом наблюдаются выходы на поверхность структур Челябинского грабена. Грабены выполнены толщами (туринская и челябинская серии), среди которых, с одной стороны, присутствуют контрастные вулканические серии (базальты близкие по составу океаническим толеитам и субщелочные риолиты), а с другой - конгломераты, образующие типичную грабеновую фацию. Временем рифтогенеза является поздняя пермь - ранний триас, что совпадает с формированием Сибирской трапповой формации. По-видимому, рифтовые структуры контролировали платобазальтовый магматизм в пределах Западной Сибири. Траппы занимают обширные пространства под чехлом мезозойско-кайнозойских осадков, особенно на севере региона, и являются прямым аналогом Тунгусских покровов. На синхронность начального этапа излияния траппов Уренгойского и Норильского районов указывают палеомагнитные данные, однако продолжительность траппового эпизода в истории этих двух провинций предполагается различной. Вулканическая деятельность в пределах Уренгойско-Колтогорского грабена имела место в течение более длительного периода времени. Это, а также полосовой рисунок магнитных аномалий стал основой идеи о связи структуры и магматизма с раскрытием океанического ложа. Сам гипотетический океан получил название Обского. Однако других свидетельств генерации океанической коры, а главное следов закрытия этого бассейна на сегодня не обнаружено. Тем не менее, очевидно, что рифтогенез на рубеже перми - триаса стал причиной значимого утонения континентальной коры и, по сути, предопределил заложение в пределах Западной Сибири обширного осадочного бассейна, а также его форму.

Плитный комплекс. Наиболее древними породами плитного комплекса Западной Сибири считаются нижнеюрские отложения (тюменская свита и ее аналоги), выходящие на поверхность в краевых частях плиты. Они резко несогласно перекрывают разновозрастные, гетерогенные комплексы основания. В общем структурном плане плита представляет огромную плоскую впадину или синформу с пологомоноклинальными западным, южным и восточным крыльями, более погруженной внутренней - центральной частью и наиболее опущенной северной частью. На фоне крупных тектонических элементов в структуре собственно плитного комплекса вырисовывается множество более мелких структурных форм - брахиформных, нередко коробчатых поднятий и прогибов, флексур, отражающих длительно происходившие смещения блоков фундамента относительно друг друга. Вверх по разрезу отчетливость этих форм и их относительные амплитуды постепенно снижаются. Мощность плитного комплекса в южной (приподнятой) части плиты не превышает 3 км, на севере региона суммарная мощность отложений достигает 10-12 км. Полоса максимальных мощностей приурочена к впадине над Колтогорско-Уренгойским грабеном. Отложения юры здесь согласно залегают на мощной толще черных и серых аргиллитов, алевролитов и песчаников среднего-позднего триаса. По своему строению разрез юрско-меловых и кайнозойских отложений чехла Западно-Сибирской плиты имеет исключительно обломочный тип и характеризуется перемежаемостью мелководно-морских и континентальных фаций, часты дельтовые осадки, отмечаются следы многочисленных трансгрессий и регрессий, связанные с эвстатическими колебаниями уровня океана. Подъем уровня моря отмечаются в поздней юре, раннем мелу, позднем мелу и эоцене-среднем олигоцене. В это время возникали условия некомпенсированных бассейнов, когда глубина могла достигать 700 м и более. Так, например, это было в поздней юре, когда отлагались богатые органическим веществом битуминозные глины знаменитой баженовской свиты.

5.2 Туранская и Скифская плиты

Туранская плита занимает территорию Тургайского плато и расположенной южнее денудационно-аккумулятивной равнины, покрывая площадь около 2 млн. км². На северо-западе Туранская плита ограничивает Восточно-Европейскую платформу, на севере перекрывает складчато-надвиговые сооружения Южного Урала, на востоке скрывает продолжение палеозойских складчатых комплексов Казахстана и Тянь-Шаня. С юга Туранская плита обрамлена альпийскими структурами Средиземноморского орогенического пояса, на западе, скрываясь под водами Каспийского моря, смыкается со Скифской плитой. Скифская плита включает области Степного Крыма и Предкавказья. Она вытянута в виде узкой полосы от акватории Каспийского моря до Карпат. На севере мезозойско-кайнозойские отложения плиты перекрывают окраину Восточно-Европейской платформы, на юге обрамлены альпийскими орогеническими сооружениями Кавказа и Горного Крыма. Площадь, занятая отложениями плиты, составляет около 1 млн. км².

Фундамент плит. Туранская и Скифская плиты, также как и Западно-Сибирская плита, имеют гетерогенный фундамент. В фундаменте плит находят свое продолжение складчатые структуры, обрамляющие их. Выходы на поверхность фундамента Туранской плиты известны в обрамлении - в Мангышлаке (пермь-триас), в хребте Туаркыр (средний палеозой). Мощность континентальной коры составляет 30 - 45 км. В строении фундамента предполагаются массивы с докембрийской корой: Северо-Устюртский, Бельтаусский, Сырдарьинский, Каракумский, Южно-Мангышлакский, Карабогазский. Они сложены кристаллическими сланцами, гнейсами и прорваны палеозойскими гранитами, становление которых связывается с формированием складчатых структур Урала и Тянь-Шаня. Мангышлакско-Гиссарская система разломов делит Туранскую плиту на две части: приподнятую северо-восточную и опущенную юго-западную. Первая сложена деформированными вулканогенно-осадочными толщами раннего палеозоя, на которых с резким несогласием залегают молассовые отложения среднего-верхнего палеозоя. Для девона характерно присутствие вулканогенных пород среднего и кислого составов, переслаивающихся с красноцветными осадками. Верхний девон и нижний карбон представлены карбонатно-терригенными, иногда угленосными отложениями. В пределах юго-западной части плиты, фундамент сложен комплексами пород от докембрия до карбона. Нижнепалеозойские образования представлены кристаллическими сланцами, кварцитами, мраморами; среднепалеозойские - известняками, вулканогенно-осадочными отложениями, флишеподобными сериями. В Кызылкумах в палеозойских отложениях фундамента обнаружены фрагменты офиолитового комплекса, прослеживающиеся на 1500 км в пределы Алайского хребта. Офиолиты вероятно приурочены к шву столкновения различных сиалических блоков. На палеозойских толщах с резким несогласием залегает комплекс пермско-триасовых красноцветных молассовых отложений с прослоями вулканитов. Мощность этой толщи от первых сотен метров до 6 - 8 км в районе Мангышлака. Развитие пермо-триасового комплекса, связанного с грабенообразными структурами, свидетельствует об условиях растяжения. Однако характерных грабеновых структур, как в Западной Сибири здесь нет.

В фундаменте Скифской плиты также находятся породные ассоциации широкого возрастного диапазона. В Предкавказье фундамент плиты представлен породами от докембрия до верхнего палеозоя. Широко распространены сланцы, испытавшие деформации и метаморфизм в раннем палеозое и прорванные плагиогранитными интрузиями позднепалеозойского возраста. Угленосная толща Донбасса, погружающаяся на севере плиты, вдоль кряжа Карпинского быстро сокращается в мощности и замещается карбонатно-терригенными отложениями. Наиболее молодыми в этой части являются морские отложения ранней перми. В пределах Степного Крыма фундамент сложен позднепротерозойскими хлоритовыми и серицитовыми сланцами и терригенно-карбонатными толщами палеозоя, среди которых отмечены спилиты, диабазы, андезиты и их туфы. Фундамент Скифской плиты выходит на поверхность в устье Дуная (Добруджиский массив). Здесь он представлен интенсивно дислоцированными сланцами, филлитами, граувакками и кварцитами палеопротерозойского и мезопротерозойского возраста, силурийскими терригенно-карбонатными и девонскими терригенными отложениями.

Плитный комплекс. Осадочные бассейны Туранской и Скифской плит тектонически представляют единое целое. Заложение бассейнов произошло в юрское время и связано с обширным окраинным морем. На протяжении юры, мела и палеогена на их месте находился шельф северной окраины океана Тетис, на месте которого сейчас образованы складчатые сооружения Средиземноморского орогенического пояса. Этот шельф располагался в тылу системы протяженных вулканических островных дуг. Современным аналогом подобной обстановки являются Восточно-Китайское и Охотское моря. Мезозойско-кайнозойские разрезы плитного комплекса изменчивы по латерали. На севере, вблизи Восточно-Европейской платформы, преобладают континентальные песчано-глинистыми толщи, которые в южном направлении фациально замещаются морскими терригенно-карбонатными и песчано-глинистыми отложениями. В том же направлении, в целом, растет мощность осадочной толщи. В наиболее глубоких впадинах она достигает 8-10 км. К таким впадинами на территории Туранской плиты относятся: Северо-Устюртская, Южно-Сырдарьинская, Барсакельмесская, Мургабская. В пределах Скифской плиты хорошо выраженными отрицательными структурами являются прогибы: Азово-Кубанский, Северо-Черноморский, Терско-Манычский. Осадочный бассейн завершил свое развитие в миоцене. К числу остаточных структур можно отнести современные впадины Каспийского и Черного морей.