Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России») Часть Подвижные пояса неогея



страница11/12
Дата04.05.2016
Размер2.13 Mb.
1   ...   4   5   6   7   8   9   10   11   12

Западная мегазона сложена с поверхности в основном позднемеловыми-палеогеновыми и неогеновыми отложениями. В восточной части мегазоны обнажается триас-раннемеловая относительно маломощная глубоководная кремнисто-вулканогенная (спилиты, толеитовые базальты, трахибазальты, реже риолиты) серия с линзами известняков и прослоями глинистых сланцев.

В строении мегазоны преобладают верхнемеловые-палеоценовые мелководно- и прибрежно-морские и, частично, континентальные, терригенные (с прослоями кислых туфогенных пород) отложениями большой (6-9 км) мощности.

Средне-позднепалеогеновые отложения мощностью до 4 км, несогласно (с перерывом) перекрывающие отложения мелового возраста представлены в нижней части их разреза конгломератами и песчаниками с прослоями углей и примесью туфогенного материала, в верхней – мелководно-морскими песчано-алеврито-глинистыми породами.

Под дном восточной части Татарского пролива по геофизическим данным реконструируется глубокий некомпенсированный прогиб, выполненный мощной толщей осадков верхнего мела-квартера.



Центрально-Сахалинская шовная зона представляет собой грабенобразную структуру, выполненную осадками позднего неогена-квартера. Она маркирует контакт между Восточно-и Западно-Сахалинской мегазонами.

Северо-Сахалинский прогиб сложен трансгрессивно залегающими на меловых и палеогеновых породах морскими (миоцен) и континентальными (плиоцен) отложениями общей мощностью до 3-9 км, образующими брахиформные складчатые структуры. С миоценовыми отложениями Охинского района связаны нефтяные, с плиоценовыми – угольные месторождения. В западной части прогиба в разрезе миоцена отмечаются прослои туфов и лав среднего и основного состава.

История геологического развития ССС может быть реконструирована следующим образом.

В триасе-раннем (позднем?) мелу в океаническом бассейне, находившемся восточнее современного острова Сахалин формировались офиолиты.

На границе раннего и позднего мела по серии шарьяжно-надвиговых нарушений, наследовавших зону субдукции, океанические и надсубдукционные островодужные комплексы в виде тектонических пластин были пододвинуты в западном направлении под структуры Западно-Сахалинской зоны, подвергшись при этом интенсивным разрывно-складчатым деформациям.

В позднемеловую эпоху на территории Сахалина существовал морской бассейн, внешней (мелководной) частью которого являлась Западная мегазона, внутренней (более глубоководной) – Восточная.

В позднем мелу и палеоцене Сахалин входил в состав восточной части активной континентальной окраины, элементами которой являлись в это время:

- Восточная мегазона – аккреционной призмой;

- Западная мегазона – преддуговым бассейном;

- Восточный Сихотэ-Алинь – магматической дугой.

С палеогеновой-ранненеогеновой эпохой связано формирование небольших интрузивных тел гранит-порфиров раннего палеогена (западная часть Восточной мегазоны), диоритов олигоцена-миоцена (восточная часть Западной мегазоны).

В эоцене-олигоцене происходит опускание западной части Сахалина. Осадконакопление происходит здесь в континентальных и, начиная с позднего эоцена, в мелководно-морских условиях.

В раннем неогене в пределах Западной и некоторых участках Восточной мегазон продолжается накопление мелководных морских преимущественно терригенных отложений.

В новейшее время территория Сахалина представляет собой область горообразования, испытывающая относительно слабо дифференцированные поднятия (до 400-600 м) и опускания (до 200 м). Геоморфологическим результатом этих движений явилось формирование в областях воздыманий Западно- и Восточно-Сахалинских низких гор, в областях опусканий и стабильных – высоких и низких денудационных и структурно-денудационных (на горизонтально залегающих отложениях плиоцена), а в прибрежных частях – и аккумулятивных равнин. Отметим здесь, что в позднем неогене в западной прибрежной части о. Сахалин проявлены небольшие по размеру интрузии дацитов и долеритов.

По В.М.Граннику (2004 г.) геологическая структура острова Сахалин и прилегающих акваторий формировались в геодинамической обстановке раннемеловой (апт-альб) и позднемеловой-палеогеновой активных окраин и продолжает формироваться в обстановке кайнозойской активной окраины Пацифики.

В раннемеловое время палеозойские и раннемезозойските вулканогенно-кремнистые (в том числе, офиолитовые) комплексы принадлежали океанской плите и формировались на дне океана.

В результате субдукционно-аккреционных процессов, сопровождавших конвергентное взаимодействие литосферных плит, они постепенно приближались к раннемеловой и, позднее, позднемеловой субдукционным зонам Дальневосточной окраины Азии. Об этом свидетельствуют фрагменты юрских, раннемеловых и позднемеловых аккреционных призм хорошей созранности, присутствующие в складчатых сооружениях Сихотэ-Алиня, Сахалина и Японских островов.

По В.М.Граннику (2004 г.) в раннемеловую эпоху происходит формирование окраинно-континентального геодинамического ансамбля элементами которого являются:

- тыловодужный бассейн (Лужнинская зона);

- вулканическая дуга (Монерон-Самаргинская зона);

- преддуговой прогиб (Западно-Сахалинская зона);

- аккреционная призма (Восточно-Сахалинская зона).

Раннемеловые и позднемеловые-палеогеновые аккреционные призмы в виде фрагментов обнаружены в Центрально-Сахалинской и Охотоморской субдукционных сутурах.

Плиоценовые-четвертичные аккреционные призмы установлены на внутренних склонах Курило-Камчатского и Японского глубоководных желобов.

На границе позднего мела и палеогена Сахалин представлял собой восточную часть активной континентальной окраины. В это время функуионировал следующий окраинно-континентальный геодинамический ансамбль:

- вулкано-плутонический пояс (Восточно-Сихотэ-Алинский пояс);

- преддуговой прогиб (Западно-Сахалинская зона);

- аккреционная призма (Восточно-Сахалинская зона).

В палеоценовое-четвертичное время в пределах кайнозойской активной окраины Пацифики, в состав которой входят территория острова Сахалин и акватории Северной части Японского и Охотского морей формируются рифтовые задуговые системы (Северо-Япономорская, Центрально-Сахалинская и Восточно-Сахалинская) и сопряженные с ними вулкано-плутонические пояса (ВПП).

Так, Пограничный осадочный бассейн занимает акваторию Охотского моря, прилегающую к Восточному Сахалину. Кайнозойская осадочная толща бассейна включает 8 рифтовых (Pg2-N12) и пострифтовых (N13-Q) структурно-стратиграфических комплексов, разделенных стратиграфическими несогласиями.

В западном борту Восточно-Сахалинской рифтовой системы расположены Лиманский (Восточно-Сахалинские горы) и Западно-Шмидтовский (п-ов Шмидта) ВПП. Магматические породы образуют последовательно и контрастно дифференцированные толеитовую, известково-щелочную, субщелочную и щелочную серии.

Подъем территории острова и деформации сжатия, проявившиеся в N2-Q время, положили начало формированию альпийского Сахалинского складчатого сооружения, развитие которого не завершено.

Курильская ВОД сформирована на континентальной земной коре мощностью 30-40 км (вулканогенно-осадочный слой – до 5 км, гранитно-метаморфический слой – 8-10 км, гранулито-базитовый слой – 12-16 км) в позднем олигоцене – квартере. В пределах её сформированы 2 вулканические андезитовые (Pg2-N12, N22-Q) и одна интрузивная габбро-диорит-плагиогранитная (Pg-N) формации, принадлежащие толеитовой, известково-щелочной и в меньшей степени субщелочной сериям. Первые две серии развиты во фронтальной, а вторая третья – в тыльной зоне дуги.

Полезные ископаемые Сахалина – это, прежде всего, месторождения нефти, связанные с миоценовыми отложениями Центрально-Сахалинского прогиба, а также промышленные скопления угля, приуроченные к позднемеловым-неогеновым отложениям Западно-Сахалинской зоны.

Полезные ископаемые Сихотэ-Алиня (W, Mо, Pb, Zn, Ag, Sb, Hg) генетически связаны с гранитами вулкано-плутонических поясов, сформированных на границах раннего-позднего мела и позднего мела – палеогена.

Месторождения ряда цветных камней (гиацинт, хризолит и др.) образуются в щелочных высокоглиноземистых оливиновых базальтах позднего кайнозоя.

Охотоморская впадина
Охотоморская впадина характеризуется корой субконтинентального (20-35 км) типа. В разрезе ее выделяют 2 структурных этажа (приложение 10):

- осадочный чехол мощностью 0,n-6 км, сложенный отложениями Pg-Q;

- акустический фундамент, сложенный вулканогенными, вулканогенно-осадочными и интрузивными породами преимущественно юрско-эоценового возраста.

В развитии осадочного чехла выделяют две стадии:

- допозднемиоценовую;

- позднемиоцен-четвертичную.

Отложения, сформированные в первую стадию (рифтовую), характеризуются консидементационной складчатостью в окраинных зонах бассейна и наличием разрывных нарушений сбросового типа.

Отложения второй стадии (пострифтовой) слагают горизонтально залегающий чехол.



Командорская и Алеутская котловины Беринговоморской впадины
Командорская и Алеутская котловины Беринговоморской впадины представляют из себя ограниченный (и оттороженный) с юга Алеутскими островами сегмент Тихого океана (приложение 10).

Они характеризуются мощностью земной коры в 10-12 км м высоким тепловым потоком.

В их строениии выделяют два этажа:

- акустический фундамент, представленный осадочными нелитифиуированными осадочными отложениями (турбидиты, диатомиты) мощностью 500-2500 м.

- базальтовое основание позднего-миоцена-плиоцена (с 9,3 млн. лет), сложенное абиссальными и задуговыми с низким содержанием калия базальтами.

Описываемые котловины отделены друг от друга хребтом Ширшова (длина 1000 км, ширина 50-80 м, высота 1-2,2 км).

Западный склон хребта по данным драгирования сложен деформированным кремнисто-вулканогенным глубоководными отложениями K2 и Pg (до низов миоцена включительно).

Вулканогенно-осадочный фундамент хребта перекрыт осадочным чехлом мощностью до 3 км.



Хребет Гаккеля и Момский рифт
Хребет Гаккеля – самый северный фрагмент мировой системы срединно-океанических хребтов и непосредственное продолжение Срединно-Атлантического хребта.

Протяженность его порядка 1700 км, ширина – 60-160 км, высота до 1,5 км.

Южнее 780 с. ш. хребет теряет выражение в рельефе.

Океанический рифтогенез в его пределах начался примерно 15 (по другим данным – 56) млн. лет назад и продолжается доныне. Растягивающие напряжения ориентированы вкрест простирания хребта, скорость раздвижения литосферных плит оценивается в 0,3-0,5 см/год.

На поверхности в осевой части хребта развиты толеитовые океанические базальты. Мощность толщи этих отложений оценивается в 1-1,3 км.

Продолжением хребта Гаккеля является внутриконтинентальный Момский рифт (Момская рифтовая зона), существование которого было предсказано А.Г.Грачевым, выдвинувшим положение о невозможности слепого окончания срединно-океанического хребта.

Связующим звеном между структурами Момского пояса и хребтом Гаккеля служит система грабенообразных кайнозойских прогибов шельфа моря Лаптевых.

В рельефе Момская рифтовая зона выражена Момо-Селенняхской впадиной и обрамляющими ее с юго-запада и северо-востока хребтами Черского и Момским. Размеры зоны в плане 1300 км х 150-200 км. Время начала формирования зоны датируется палеоценом (55-56 млн. лет). Расчлененность рельефа в пределах зоны достигает 2 км.

В разрезе Омолойского грабена отмечены отложения (снизу вверх): деформированные озерные, аллювиальные и болотные (N-Q1) → грубообломочные отложения (Q2-Q4).

СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС
В состав Средиземномосркого подвижного пояса в пределах бывшего Советского Союза входят складчатые сооружения Карпат, Горного Крыма, Большого и Малого Кавказа, Копетдага (так называемая Карпатско-Крымско-Кавказско-Копетдагская складчатая область) и Памира, Скифская и Южно-Туранская платформы, а также Днепровско-Североустюртское складчатое сооружение (метаплатформенная область - по Е.Е.Милановскому). Ниже рассмотрены Кавказское складчатое сооружение, Скифская платформа и Черноморская впадина – тектонические структуры, территориально частично расположенные на территории России.

Кавказская складчатая система
В современной тектонической структуре Кавказе выделяют пять главных субширотных по простиранию продольных зон, в целом совпадающих с неотектоническими орографическими единицами региона: 1) зона Предкавказских краевых прогибов; 2) складчатое сооружение (мегантиклинорий) Большого Кавказа (Передовой, Главный хребты); 3) зона Закавказских срединных массивов и межгорных впадин; 4) складчатое сооружение (мегантиклинорий) Малого Кавказа; 5) Иранский (Южно-Армянский) срединный массив.

В структуре Кавказа отчетливо выражена также поперечная зональность, проявляющаяся в наличии субмеридиональной зоны Транскавказского поперечного поднятия, пересекающей все продольные зоны. В полосу этого поднятия входят: Ставропольское поднятие, горст-антиклинорий Главного хребта (с вулканами Казбек, Эльбрус и др.), Дзирульский массив, поля развития неоген-четвертичных вулканов Ахалкалакского и Армянского нагорий (в т.ч. вулканы Арагац, Арарат и др.).



Зона Предкавказских краевых прогибов включает в себя Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский прогибы, разделенные Минераловодской седловиной.

Прогибы выполнены мощной, в основном глинистой по составу толщей майкопской серии (олигоцен-низы миоцена), сменяющейся вверх по разрезу грубообломочными молассами верхов миоцена-квартера. Общая мощность олигоцен-четвертичных отложений достигает 10-15 км. Северные крылья краевых прогибов наложены и несогласно перекрывают южные участки Скифской плиты, сложенные мезозойско-палеогеновыми отложениями, южные – складчатый фундамент названной плиты (в частности, в пределах Лабино-Малкинской зоны). Осадочные породы в пределах прогибов характеризуются моноклинальными (пологим в северных и более крутым – в южных их крыльях) залеганием.

В пределах Минераловодской седловины полого залегающие отложения палеогена прорваны небольшими гипабиссальными интрузиями (лакколиты) граносиенит-порфиров миоценового возраста. Расположенные в окрестностях г. Пятигорска горы Бештау и Машук представляют собой выраженные в современном рельефе интрузии граносиенит-порфиров.

Мегантиклинорий Большого Кавказа представлен ядром (осевой зоной), северным и южным крыльями.

В центральном сегменте мегантиклинория роль ядра играет горст-антиклинорий Главного хребта, сложенный гнейсами, кристаллическими сланцами, мигматитами протерозоя, вулканогенными, осадочными породами, гранитами среднего-позднего палеозоя, в восточном – горст-антиклинорий Восточного Кавказа, в строении которого принимают участие мощные существенно сланцевые толщи нижней юры, смятые в интенсивно сжатые (до изоклинальных) складки.

Палеозойские осадочно-вулканогенные комплексы, слагающие горст-антиклинорий Главного хребта, образуют ограниченные разрывами (взбросы, надвиги) дискретные блоки надвинутые и шарьированные (или пододвинутые)на протерозойские. Среди них выделяют: офиолиты раннего протерозоя и среднего девона, островодужный (андезит-дацитовый) комплекс среднего-позднего девона и пермский молассовый комплекс. Интрузии гранитоидов, рассекающие как протерозойские, так и палеозойские геологические комплексы, датируются средним карбоном.

С юга горст-антиклинорий Главного хребта и Восточного Кавказа ограничены разрывными нарушениями взбросо-надвигового типа (так называемый Главный надвиг), по которым отложения, их слагающие, надвинуты в южном направлении на геологические комплексы Южного склона, слагающие Абхазо-Рачинскую зону (ступень) и Чиатуро-Дибрарский синклинорий.

Абхазо-Рачинская зона (ступень) сложена (снизу вверх): терригенными отложениями J1, осадочно-вулканогенными (в их составе отмечены толеитовые базальты) отложениями J2, прорванными среднеюрскими гранитоидами. Названные комплексы смяты в сильно сжатые опрокинутые на юг и осложненные, надвигами (надвигание на юг) складок. Выше по разрезу несогласно залегают смятые в простые крупные складки карбонатные отло­жения J3-К.

С юга Абхазо-Рачинская зона ограничена Лечхушской шовной зоной (грабен-синклиналью), выполненной осадочными отложениями J3-К.

Чиатуро-Дибрарский флишевый синклинорий по своему тектоническому положению, разрезу и асимметричной, опрокинутой и надвинутой к югу структуре аналогичен Новоросийскому. Значительная часть его так же как и обрамляющий его с юга Кахетинско-Вандамской шовной зоны, скрыта под плиоцен-четвертичными отложениями наложенной Алазанской межгорной впадины.

Роль северного крыла в Восточном сегменте принадлежит зоне Известнякового Дагестана, лежащей на восточном продолжении горст-антиклинория Центрального Кавказа и в основном сложенной существенно карбонатными образованиями верхней юры и мела, смятыми в крупные коробчатые складки.

К востоку от Центрального сегмента сооружение Большого Кавказа сужается. Выступ палеозойского фундамента Главного хребта погружается, а продолжения северных зон (Лабино-Малкинской и Тырныаузской) скрываются под молласами краевых прогибов.

В Северо-Западном сегменте, отделенном от Центрального Пшехско-Адлерской зоной поперечных глубинных разломов, роль осевой зоны мегантиклинория приобретает сложенный нижней юрой и ааленом Гойтхский антиклинорий, возникший на западном продолжении северной части южного склона. К северу от него простирается Абино-Тунайский синклинорий, образованный флишоидными отложениями поздней юры - эоцена, смятыми в грабеновидные складки, а южное крыло сооружения представлено Новороссийским синклинорием, выполненным мощными толщами мелового-эоценового флиша, смятыми в опрокинутые к югу мелкие складки, осложненные надвигами и покровами. Южная часть этого синклинория срезается берегом Черного Северо-Западного Кавказа резко погружается под молласы (N-Q) Керченско-Таманской зоны поперечного опускания.

Узкий Юго-Восточный сегмент отделяется от Восточного зоной поперечного Самурского глубинного разлома: к востоку от него большая часть северного крыла Большого Кавказа скры­вается под отложениями Кусарской предгорной впадины. Северное крыло Юго-Восточного Кавказа выражено Бешбармакским антиклинорием и Хизинским синклинорием, погружающееся к востоку продолжение осевого поднятия Большого Кавказа - Тхакским антиклинорием, а южное крыло образует продолжения Чиатуро-Дибрарского флишевого синклинория и Вандамской шовной зоны.

Западнее г.Баку складчатые зоны Юго-Восточного сегмента скрываются под водами Каспия и погружаются под мощный комплекс неоген-четвертичных моласс Апшероно-Кобыстанской зоны, смятых в грабеновидные брахиморфные, часто диапироидные складки, веерообразно расходящиеся к юго-востоку.



Зона Закавказских кристаллических массивов (палеомикрокнтинентов раннего-среднего палеозоя) лежит в одной субширотной полосе с Черноморской и Южно-Каспийской впадинами.

В орографическом отношении зона представлена Рионской и Куринской межгорными впадинами, разделенными Дзирульским горным массивом. Впадины выполнены неоген-четвертичным по возрасту мощным молассовым комплексом, в состав которого входят различные по генезису континентальные (пролювиальные, аллювиальные и др.) и в областях, примыкающих к Каспийскому и Черным морям, - морские отложения.

Дзирульский горный массив представляет собой горстообразный выступ домезозойского (байкальского) фундамента на поверхности (а допозднекайнозойское основание Рионской и Куринской впадин – под чехлом N-Q). Он сложен метаморфитами позднего протерозоя, вулканитами (в том числе офиолитовыми) и гранитоидами среднего-позднего палеозоя, перекрытыми вулканогенными породами (андезито-базальтовыми порфиритами) баоса (J2), образующими Понтийско-Закавказский вулканический пояс, и выше – мелководными осадочными породами J-К и Pg-N1.

Мощность мезозйиско-кайнозойских отложений в пределах Рионской и Куринской впадин по данным бурения достигает и участками превышает 5 км.



Черноморская впадина представляет собой остаточный океанический задуговый бассейин, заложенный в среднеюрское-раннемеловое время.

Восточным ее продолжением является Абхазо-Рачинская и северная часть зоны Закавказских «срединных» кристаллических массивов – тектонические структуры, функционировавшие в названное время в геодинамической обстановке задуговых бассейнов, где проявлялись мощные процессы задугового (тыловодужного) рифтогенеза.

Начиная с миоцена Черноморская впадина развивается как пострифтовый остаточный осадочный бассейн, в котором в это время формируется мощная (до 10-14 км) осадочная толща.

Продолжением описываемой впадины на восток в новейшее время является зона Закавказских впадин (Рионская и др.), в пределах которых формируется комплекс континентальных отложений, свойственный межгорным впадинам: пролювиальные, аллювиальные и др.



Мегантиклинорий Малого Кавказа. В составе мегантиклинория выделяется 5 структурно-формационных зон северо-западного простирания (с севера на юг: Аджаро-Триалетская, Сомхето-Карабахская, Севанская, Еревано-Ордубаевская и Даралагезская). Последняя граничит Иранским (Армянским) палеомикроконтинентом основание которого сложенно складчатыми комплексами байкальского возраста.

Геологические комплексы, слагающие Аджаро-Триалетскую зону, надвинуты на север на Дзирульский массив и Рионскую впадину. Сложены они (снизу вверх): континентальными отложениями базальт-андезит-базальтовой формации (К2), известково-щелочными осроводужными вулканитами трахибазальтовой, толеит-базальтовой и андезитовой формаций (К2-Pg 2). Названные комплексы в олигоцене подверглись разрывно-складчатым деформациям.

Скифская платформа
Северным ограничением Скифской эпигерцинской платормы является Манычская, а южным – Пшекиш-Тырнаузская зоны разломов.

В стратиграфическом разрезе данной структуры выделяется 3 единицы: складчатый фундамент, промежуточный комплекс и плитный комплекс.



Фундамент Скифской плиты неоднороден по составу и строению. Нижняя его часть представлена ранне- и позднедокембрийскими (?) глубокометаморфизованными гнейс-мигматитовыми комплексами.

Выше по разрезу залегает сложно дислоцированный глинистый по составу среднепалеозойский (возможно, частично, и позднедокембрийский) комплекс, участками прорванный интрузиями позднепалеозойских гранитов. Местоположение и состав этого комплекса позволяют предполагать, что формирование его происходило в пределах южной пассивной континентальной окраины Восточно-Европейской платформы.

Складчатый фундамент Скифской плиты залегает на глубинах от 1- 1,5 км (в пределах ограниченного флексурами Ставропольского свода, где он вскрыт бурением восточнее и северо-восточнее г. Ставрополя) до 7-10км и более.

На поверхность байкальско-герцинский фундамент фрагментарно выходит в пределах Лабино-Малкинской зоны. Здесь, в эрозионных окнах, наблюдаются поля развития смятых в складки вулканогенно-осадочных отложений палеозоя, на которые надвинуты и шарьированы (возраст надвигания определяется как раннекаменноугольный) пластины и блоки, сложенные среднедевонскими офиолитами, в свою очередь, перекрытые грубообломочной серо-красноцветной молассой позднего палеозоя формировавшейся в пределах небольших межгорных впадин. Складчатый фундамент несогласно перекрыт пологопадающими (углы до 10-20°) на север платформенными отложениями J-Pg мощностью до 2-3 км. В новейшее время этот участок Скифской плиты входит в состав структуры носящей название Северо-Кавказской моноклинали, вовлечённой в воздымание Центрального сегмента Большого Кавказа.



Промежуточный переходный компдекс (нижняя пермь-нижняя юра) сложен песчано-глинистыми (частично, вулканогенными) толщами общей мощностью до 2-4 км, образующими изометричные в плане синклинальные структуры, линейно вытянутые складчатые зоны (углы падения крыльев складок от 10-20° до 40-60°) и грабенообразные (грабен-синклинальные) формы.
1   ...   4   5   6   7   8   9   10   11   12


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

    Главная страница