Геология россии



страница7/8
Дата04.05.2016
Размер1.41 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8

Сихотэ-Алиньская складчатая область
Мезозойская складчатая область Сихотэ-Алиня расположена к востоку от Ханкайского массива и Хингано-Буреинского антиклинория, занимает хребет Сихотэ-Алинь от Владивостока до устья Амура. Представляет собой мезозойское складчатое сооружение аккреционной природы. В современной структуре представлены две ветви Сихотэ-Алинь и о. Сахалин, разделенные прогибом Татарского прогиба. Прогиб возник только в неогене.

Тектоника региона рассматривалась с традиционных позиций и с позиций тектоники плит. Полученные новые материалы позволяют остановится на двух концепциях. Н.Г.Мельников, А.О.Мазарович, К.М.Пущаровский и С.Р.Рождественский и другие выделили в структуре Сихотэ-Алиня шарьяжи, офиолитовый меланж, хаотические олистостро-мовые комплексы. Л.М.Парфенов рассматривает этот складчатый пояс как сооружение аккреционной природы.

Тектоническое районирование.

Домиоценовый структурный этаж.

Докембрийский Ханкайский массив. В ядрах гранитогнейсовых куполов выходят метаморфические породы докембрия и нижнего палеозоя. Местами сохранились отложения кембрия и ордовика. До среднего палеозоя Ханкайский массив развивался совместно с Хингано-Буреинским и Аргунским массивами, начиная со среднего палеозоя его развитие связано с мезозоидами. На восточный край массива наложен пермский вулканический пояс (фауна ангарского типа). Чехол массива (прибрежно-морские отложения нижнего триаса-верхней юры) слабо деформирован.

Центральная зона Сихотэ-Алиня представдяет собой пачку тектонических покровов и олистостром с офиолитовым меланжем верхнего девона. На них осадочный чехол верхнего палеозоя. Выше лежат толщи базальтов и туфов нижней и средней юры с двустворками бореальной провинции (островодужный комплекс). В Центральной зоне верхнепалеозойские породы (от С до Т) относятся к чужеродным блокам (террейнам). По составу это комплексы глубоководных желобов, океанического чехла, рифов с теплолюбивой фауной и габброидов.

Зона главного синклинария Сихоте-Алиня выполнена нижнемеловым флишем, деформированным перед сеноном. На востоке этой зоны прослеживается на побережье Сергеевская зона (тектонические покровы, серпентинитовый меланж, экзотические блоки габбро).

Центральная зона отделена от зоны главного синклинория Центрально-Сахалинским левосторонним сдвигом амплитудой 200км.

Между Хингано-Буреинским и Ханкайским массивами С севера на юг выделяются Ниланская зона (девонские осадочные и вулканогенные толщи), Амгунский прогиб (сланцевая толща юры), Хабаровская и Бикинская зоны (складчатый палеозой). Все зоны имеют покровное строение, в их сложении участвуют комплексы переполненные глыбами верхнего палеозойских и мезозойских пород.
Все комплексы палеозойских пород Сихотэ-Алиня идентифицируются с субдукционным меланжем, формировавшимся во фронтальной части островной дуги (палео Сихотэ-Алинской), которая вместе с меланжем столкнулась в начале мела с пассивной окраиной Амурии и оказалась причлененной к континенту. В тектонических покровах сохранилась флишеподобная матрица. Она представлена комплексами пород валанжина и готерива. Состав меняется с запада от аркозового до вулканогенно-осадочного на востоке (очевидно, это комплекы задугового бассейна). Эти комплексы деформированы перед сеноном до возникновения вулканического пояса.

Вулкано-плутонический пояс Сихотэ-Алиня. Сложен известково-щелочной серией вулканитов и гранитных интрузий. Наблюдается геохимическая полярность:с востока на запад к континенту породы становятся все более щелочными, другими словами пояс маркирует континентальную окраину андского типа. По методу Диккинсона и Хазертона рассчитано положение зоны Беньофа: выходит она в 400 км от побережья в районе современного Восточно-Сахалинского шва, падение зоны на восток под углом 220. Формировался пояс с сенона до раннего эоцена (от 80 до 50 млн. лет назад).


Складчатая область Сахалина.

Сахалин отделен от Сихотэ-Алиня Татарским и Западно-Сахалинским прогибами. Породы Татарского прогиба недеформированы, Западно-Сахалинский прогиб – деформирован в конце плиоцен–начале квартера.. Это обломочные толщи – продукт размыва вулканической дуги. Они надвинуты на восток на рыхлые отложения Тымь-Поронайской депрессии, которую на севере наложен Северо-Сахалинский прогиб. Выполнен фациально сильно изменчивой толщей от эффузивов до миоценовых угленосных отложений. В структуре преобладают брахиморфные складки. Прогиб и примыкающий шельф Охотского моря представляют собой Охинский нефтеносный район.

Западный Сахалин от Восточного отделяет Центрально-Сахалинская шовная зона – узкий новейший грабен, закрытый плиоцен-четвертичными отложениями.

В строении доплиоценового складчатого фундамента Восточного Сахалина участвуют комплексы мезозойских метаморфических пород (зеленосланцевой и глаукофановой фаций), деформированных в австрийскую и ларамийскую фазы складчатости; набильской серии альба-сеномана (глыбовый комплекс базальтов, известняков, кремнистых осадков в сланцево-аргиллитовой матрице); вулканический верхнемеловой (по флоре) представлен андезитами, щелочными базальтами, яшмами, радиоляритами.

Фундамент в тектоническом плане представлен серией покровов, надвигавшихся на запад. Деформация произошла между мелом и палеогеном (ларамийская фаза складчатости). В начале палеогена погружение с осью в Татарском прогибе.

Плиоценовый структурный этаж. Палеоген отсутствует. Неоген перекрывает с несогласием фундамент на западе и частично на востоке. В Центрально-Сахалинской депрессии мощность терригенных отложений составляет 5-9км. С ними связаны месторождения нефти (верхний миоцен) и бурые угли.

Подвижки в конце миоцена создали блоковую структуру. Моноклинальное залегание в каждом блоке, но разнонаправленное в соседних, создает подобие антиклинальных и синклинальных складок. Правосдвиговые продольные смещения амплитудой 5-25км.

Магматизм.

В фундаменте многочисленны интрузии от гранитных до ультраосновных. Вулканогенные фации.

К югу от Сахалина расположено Японское море заполняющее Япономорскую впадину. В ней выделяется поднятие Ямомото с континентальной корой, на остальной территории кора океанического типа. Предположительно под этим участком коры находится мантийный диапир.


Охотоморская эпимезозойская плита.
Дно Охотского моря подстилает мезозойская Охотоморская плита. Выделяются Северо-Охотский шельф, погруженный шельф центральной части моря и глубоководная Южно-Охотсая впадина. Охотоморский массив рассматривается как мезозойская платформа с выходами мезозойского фундамента на Востоке Сахалина и Западной Камчатке. На западе плиты шельф Сахалина имеет ширину 150-170км и с востока обрезан Восточно-Сахалинской шовной зоной (сейсмичная область).

Северо-Охотский шельф выполнен осадочной толщей (6-7км) возрастом от верхнемелового до современного. На юге он ограничен широтной зоной дислокаций Кашеварова (от севера Сахалина на восток до Камчатки).

Погруженный шельф Охотского моря. Имеет глубины 900-1500м. во многих местах акустическое основание выходит на поверхность, а чехол имеет мощность 200м, лишь во впадинах до 500-1000м. По данным ГСЗ кора здесь континентальная. Выделяются поднятия АН и Института океанологии, крупная впадина Дерюгина (океаническая кора?). Возраст чехла не позднее миоцена. 10 млн лет назад плита представляла собой сушу. Об этом свидетельствуют в вулканогенной толще неогена на Курильских островах конгломераты, континентальный материал которых был принесен с севера с охотоморской суши (на юге как и сейчас располагался океан Пацифик с океанической корой, которая не могла быть источником континентального осадочного материала). Южно-Охотская впадина в момент переноса осадков еще не существовала, поэтому её заложение произошло позже 10 млн лет.

Южно-Охотская глубоководная впадина (глубиной 3200м) представляет собой тыловодужный бассейн, раскрывшийся к началу миоцена после появления конгломератов на Курилах. Мощность чехла 3000м, подстилается типичной океанической корой. Повышенный тепловой поток 80-120 мвт/м2.


Проектное задание к складчатым областям Сихотэ-Алиня, Сахалина и к Охотоморской плите.

По конспектам лекций и геологическим картам рассмотреть тектоническое районирование региона. Следует иметь в виду, что регион имеет акреционное строение, и сформировался в результате ларамийской фазы складчатости в конце позднего мела. Рссмотреть положение Чукотско-Охотско-Сихотэалиньского вулкано-плутонического пояса в структуре региона. Время его возникновения, строение.



Тестовые задания

Показать на карте структуры, назвать признаки акреционного строения: выделить древние массивы Хингано-Буреинский и Ханкайский; Ниланскую складчатую зону; Амгунский прогиб; Хабаровскую и Бикинскую складчатую зоны; Центрально-Сихотэалиньскую зону, расчлененную Центрально-Сихотэалиньским левосторонним сдвигом; Сергеевскую зону. Показать на картах структуры Сахалина, Охотоморской плиты. Показать на картах выходы зоны Беньофа Чукотско-Охотско-Сихотэалиньского вулканического пояса на поверхность.


Контрольные вопросы для самостоятельной подготовки к тестам.

1.Признаки аккреционного строения Сихотэ-Алиня.

2.Структурные зоны Сихотэ-Алиня.

3.Сихотэ-Алиньский вулкано-плутонический пояс.

4.Геологическое строение западного Сахалина.

5.Геологическое строение восточного Сахалина.

6.Строение и возраст складчатого фундамента Сахалина.

7.Возраст и строение Охотоморской плиты.

8.Обоснование мезозойского возраста Охотоморсой плиты.

9.Полезные ископаемые Сахалина и Охотоморской плиты.

МОДУЛЬ 6. СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС
Целью модуля 6 является изучение складчатых областей альпийского возраста. В пределах России располагается единственная альпийская складчатая область – Кавказ.

Альпийско-Гималайский складчатый пояс в пределах России представлен его западной Средиземноморской частью. Геосинклинали пояса имеют сложную историю развития. В разных областях байкальская, салаирская, каледонская, герцинская, киммерийская складчатости проявились с разной интенсивностью. Это обусловило особенности альпийского этапа развития. Орогенный этап пояса начался в середине неогена и продолжается в настоящее время.

Структурный рисунок пояса в целом обусловлен столкновением Евразийской литосферной плиты с плитами Аравийской и Индийской. На вершине Аравийского выступа находятся структуры сжатия Кавказа.

В позднем олигоцене и раннем миоцене горного рельефа на территории Средизкмноморского пояса не существовало, здесь располагались системы островных дуг и окраинных морей. Горы начали расти только в позднем миоцене (не ранее 10млн лет назад). На Кавказе до середины позднего миоцена (сарматское время) существовал шельфовый бассейн, объединявший Черное и Каспийское моря. Горные хребты Кавказа начали расти в начале сармата (в меотисе и максимально в плиоцен-четвертичное время).

В структурном плане альпийского пояса в России выделяются на западе Черноморская впадина, мегантиклинорий Большого Кавказа и Южно-Каспийская впадина.
Складчатая область Кавказа
Принятое геологическое районирование Кавказа на поднятие Большого Кавказа и Малого Кавказа, разделяемые Рионской и Куриинской депрессиями, совпадают с главными орогеническими единицами и отражает лишь новейшую структуру, которая часто не совпадает с мезозойским структурным планом.

Выделяются краевые прогибы Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский,

мегантиклинорий Большого Кавказа,

закавказские впадины Куриинская и Рионская,

мегантиклинорий Малого Кавказа.

Через весь Кавказ прослеживается транскавказское поднятие: Ставропольский свод, поднятие Центрального Кавказа, Дзирульский массив.

В пределах России располагаются краевые прогибы Кавказа и складчатая область Большого Кавказа или мегантиклинорий Большого Кавказа.
Краевые прогибы

Терско-Каспийский и Индоло-Кубанский краевые прогибы разделяются Минераловодской перемычкой относительно неглубокого залегания фундамента. Терско-Каспийский прогиб асимметричен: южный борт крутой и имеет черты складчатой структуры, северный борт пологий, платформенный. Основная зона проходит вдоль реки Терек. Складчатое крыло осложнено Терский и Сунженской антиклинальными. зонами, имеющими разное строение в структурных. этажах (в палеозое – горст, в мезозое – коробчатая складка, в кайнозое – сложные структуры). Сунженская зона маркирует Тырныаузскую шовную зону.

Индоло-Кубанский краевой прогиб. Распадается на Западно-Кубанский и Восточно-Кубанский прогибы, между ними располагается Адыгейский выступ фундамента. Северное крыло краевого прогиба осложнено пологими структурами. В основной части прогиба погребена Анастасиевско-Краснодарская зона брахиантиклинальных структур.

В мезозое здесь существовала эпигерцинская платформа с бассейном с непостоянными глубинами, осложненная прогибами-палеорифтами Собственно краевой прогиб начал формироваться в миоцене, до сармата это море с тонкозернистыми осадками моласс, с сармата – суша, предгорная страна Кавказа.



Большой Кавказ
Геоморфологическое районирование Большого Кавказа

Геоморфология Большого Кавказа полностью совпадает с его тектоническим обликом. Это асимметричный альпийский мегантиклинорий, опрокинутый на юг, с широким пологим северо-восточным и узким крутым юго-западным склонами. Длина его 1500км и ширина до100км. Вдоль Б.Кавказа выделяется несколько геоморфологических зон.

Водораздельная зона представлена Главным хребтом – узким, альпинотипным; на северо-западе он имеет плавные очертания. Наиболее высокая точка гора Ушба – 4695м.

К северу от него протягивается Передовой хребет (к востоку от г.Эльбрус – хребет Боковой). На западе от р.Лабы до р.Белой Передовой хребет распадается на ряд кулисообразно расположенных гряд. Наивысшие отметки принадлежат потухшим вулканам Казбеку – 5047м и Эльбрусу – 5633м.

К северу от Передового хребта располагается на западе Северо-Юрская депрессия – платообразные вершины с отметками 1200 - 1300м, на востоке в междуречье рек Малки и Кубани – Бечасынское плато, высотой 2200 – 2500м.

Западнее р. Аргун по северному склону Б. Кавказа прослеживается полоса куэстовых моноклинальных хребтов и межкуэстовых депрессий. Южная, самая высокая и четко выраженная куэста Скалистого хребта с высотами до 3610м, протягивается между слабо моноклинальным плато Лагонаки т г.Фишт (2852м) и до р.Аргун на востоке. В верхнеюрских известняках эскарпа хребта широко развиты карстовые формы (воронки, колодцы, пещеры).

Севернее куэсты Скалистого хребта параллельно простирается ряд других менее выразительных куэст, самой значительной из которых является Пастбищный хребет (Меловой). Более или менее четкими, нередко разрозненными куэстовыми грядами представлены выходы известняков берриаса, чокрака и других горизонтов.

Тектоническое районирование Большого Кавказа

Складчато-глыбовое сооружение Б.Кавказа представляет собой асимметричный мегантиклинорий, созданный в конце миоцена. В структурном плане Большого Кавказа выделяются продольные структурно-тектонические зоны:

на северном крыле – Северо-Кавказская моноклиналь, к которой принадлежат Лабино-Малкинская зона, Бечасынская зона. Это зона моноклинального залегания отложений верхней юры, мела и кайнозоя;

южнее располагается зона Передового хребта, представленная выходами на дневную поверхность пород интрузивных, метаморфических и осадочных, слагающих герцинский (варисский) фундамент Центрального Кавказа. Как самостоятельная структурная единица зона Передового хребта развивалась только на герцинском (варисском) геотектоническом этапе. В этой зоне отмечаются крупные покровы, надвиг которых произошел в альпийском орогенезе;

шовная зона Пшекиш-Тырныаузская отделяет зону Передового хребта от зоны Главного хребта, которая обнажается в сегменте Центрального Кавказа и протягивается от г.Пшекиш (на правом берегу р.Белой) до Баксанского ущелья (город Тырныауз). Восточнее р Аргун она погружается под палеоген-неогеновые отложения Терско-Каспийского краевого прогиба, где над ней сформировалась Сунженская плакантиклиналь;

зона Главного хребта – представлена интрузивными и метаморфическими породами среднего и верхнего палеозоя. От зоны южного склона её отделяет надвиг Главного хребта;

зона Южного крыла полностью сложено отложениями юры. Зона имеет сложное чешуйчато-надвиговое строение.

В поперечном направлении Большой Кавказ по геологическим и геоморфологическим признакам расчленяется на несколько сегментов, различающихся структурой и комплексом отложений. С северо-запада на юго-восток различают:

*Тамань-Керченский сегмент (выходы неогена и палеогена), от меловых выходов Северо-Западного Кавказа отделен анапской флексурой-ступенью);

*Северо-Западный Кавказ (выходы мела и юры) протягивается от анапской ступени до вершин Фишт и Оштен;

*Центральный Кавказ (выходы на поверхность пород палеозоя фундамента), от северо-западного отделен Пшехско-Адлерской системой разломов);

*Восточный Кавказ (на карте сплошные выходы юры), от Центрального Кавказа отделен Транскавказским разломом (примерно по р.Аргун). Выделяются антиклинории Водораздельного и Бокового хребтов.

*Кобыстано-Апшеронскаий сегмент отличается конседиментационными брахиморфными структурами в неоген-палеогеновых отложениях, по строению аналогичен Тамань-Керченскому сегменту.

Тамань-Керченское погружение – сегмент расположен на крайнем северо-западном периклинальном погружении оси мегантиклинория Б.Кавказа. Для него характерны конседиментационные брахиморфные структуры, осложненные грязевыми вулканами.

Северо-Западный Кавказ

С севера структуры С-З Кавказа ограничены Западно-Кубанским краевым прогибом.

В структуре С-З Кавказа выделяются крупные Гойтхский антиклинорий и Новороссийский синклинорий. В ядре первого распространены отложения средней и верхней юры, Новороссийский синклинорий выполнен мергелями палеогена и мела. Южные крылья этих структур осложнены пологими надвигами и покровами, хорошо прослеживающимися на геологических картах.

С-З Кавказ от Тамань-Керченского сегмента отделен анапской ступенью, представляющую собой поперечную флексуру с поднятой восточной ступенью (выходы меловых пород). Для Тамань-Керченского сегмента характерны конседиментационные брахиморфные структуры, осложненные грязевыми вулканами. Нередки глиняные диапиры, в ядра которых выжаты пластичные битуминозные глины майкопской свиты.



Центральный Кавказ

Центральный. Кавказ от Северо-западного отделен Пшехско-Адлерской меридиональной системой разломов, состоящей из субпараллельных разломов (с запада на восток) Цицинского, Курджипского и Белореченского.

Северный борт Центрального Кавказа представдяет собой северную моноклиналь, протягивающуюся от массива Фишт-Оштен на западе до Дагестана на востоке и погружающуюся на северо-восток под углами 5-100. Большая часть моноклинали представлена Лабино-Малкинской зоной. С севера зона ограничена Черкесским разломом (проходит севернее станицы Абадзехской до г. Черкесска). Фундамент ее резко дислоцирован (сложен породами карбона-перми, триаса и нижней и средней юры), чехол моноклинальный – представлен комплексом осадочных отложений верхней юры, мела и кайнозоя. На раннем этапе альпийского развития эта зона являлась южной частью Скифской плиты, лишь на орогенном этапе втянутой в сводовое моноклинальное поднятие. По Е.Е. Милановскому это срединный массив, расположенный на периферии складчатой зоны.

С юга к Лабино-Малкинской зоне примыкает антиклинорий Главного хребта. Сочленение проходит по Пшекиш-Тырныаузской шовной зоне.

Пшекиш-Тырныаузская шовная зона в рельефе большей части Центрального Кавказа представлена Передовым хребтом. На востоке в Баксанском ущелье (город Тырныауз) шовная зона представлена горстом шириной 2км. Западнее в бассейне Белой, где Передовой хребет распадается на ряд водораздельных гряд, она достигает ширины 10км и ограничена Северным и Гузирипльским глубинными разломами и представлена горстами (выполненными породами среднего и верхнего карбона) и трогами ( породы нижней и средней юры). Свое название она получила от г.Пшекиш (2242м) на правом берегу р. Белой. К западу от р. Белой шовная зона погружается под мезозойский чехол. На Северо-Западном Кавказе она выделяется в фундаменте как Ахтырский вал. Пшекиш- Тырныаузская шовная зона – это зона продольных глубинных разломов, блоки между которыми выполнены интенсивно смятыми толщами силура-девона-нижнего карбона, среднего карбона-перми и нижней и средней юры (осадочные и вулканогенные породы силура и карбона перекрыты серо-красноцветной толщей верхнего карбона- перми). Эти толщи расчленены продольными разломами на пластины (блоки), дифференцированные движения которых подчеркнуты конседиментационными структурами отложений нижней и средней юры. В структуре зоны Передового хребта выделяют четыре покрова, шарьированные в визейском веке с юга на север. Среди них выделяется крупный офиолитовый покров.

Пшекиш - Тырныаузская шовная зона на герцинском этапе представляла собой эвгеосинклинальную зону, в альпийском цикле шовная зона является уже северным бортом альпийской геосинклинали.

Мегантиклинорий Главного хребта (Водораздельного) – это крупный горст-антиклинорий, в ядре которого средне - и верхнепалеозойские метаморфические и осадочные породы прорваны многочисленными интрузиями гранитоидов.

Мегантиклинорий от складчатой зоны южного склона отделен глубинным разрывом – «надвигом Главного хребта». Представлению о надвиге, в соответствии с которыми северная часть Б.Кавказа (в составе Скифской плиты) перемещалась к югу по поверхности "надвига Главного хребта" навстречу подвигавшемуся Закавказскому массиву, опровергается рядом аргументов. По последним геофизическим данным (Шемпелев и др., 2001,2005) "надвиг" до глубины 80км представлен разрывом с наклоном не менее 650. После средней юры горизонтальные смещения по плоскости надвига не происходили, т.к. плоскости "надвига" и сопряженных с ним разломов залечены телами среднеюрских габброидов и гранитоидов. В зоне "надвига" отсутствуют серпентиниты или какие-то экзотические типы пород или разрезов, характерные для зоны субдукции.

"Надвиг" Главного хребта – в действительности крутой глубинный магмоподводящий разрыв среднеюрского возраста, по которому произошли на позднеальпийском этапе вбросовые смещения. Амплитуда горизонтальных смещений по нему в кайнозое близка к нулю (Сомин, 2007).

Установлено покровное строение зоны Главного хребта. В доюрском фундаменте этой зоны широко развиты северовергентные тектонические покровы, сформированные в судетскую и раннекиммерийскую фазы. Так макерская серия сиалических пород перекрывает отложения буульгенской и лабинской серий (ордовик-верхний карбон). Было выявлено, в свою очередь, аллохтонное залегание лабинской сериии, состоящей из нескольких покровных пластин (О-С1).

Зона Южного склона. Эта сланцевая зона представлена песчано-сланцевой толщей лейаса-аалена и флишем верхней юры и мела. Толща дислоцирована в узкие, опрокинутые на юг складки. Общая структура чешуйчатая. В сванетском поднятии в узких антиклинориях закартированы выходы непрерывной палеозойско-триасовой дизской (десской) серии. Эта зона на альпийском этапе развития Кавказа являлась осевой. На южном склоне выделяется 5 покровов, которые представляют собой самостоятельные структурно-фациальные зоны. Амплитуда надвигания до 70км. Надвигание произошло на границе нижнего и верхнего мела (австрийская фаза складчатости).

Меловые отложения зоны южного склона на юге надвинуты местами на породы плиоцена. Это менее сложная Абхазско-Рачинская зона. Она заложилась на месте краевой части альпийской геосинклинали. С юга она ограничена Кахетино-Лечхумской шовной зоной, отделяющей альпийскую геосинклиналь от срединных массивов Закавказья. Абхазско-Рачинская зона надвинута на юг. Надвигообразование происходит и сейчас (современная зона сейсмичности). Зона эпицентров землетрясений южного склона погружается на глубину 100-150 км. Ориентировка напряжений указывает на поперечное сжатие этого участка земной коры


1   2   3   4   5   6   7   8


База данных защищена авторским правом ©bezogr.ru 2016
обратиться к администрации

    Главная страница