Каждый турист знает, что без карты путешествовать сложнее. Карты России, карты мира, карты со спутника, карты стран, карты областей России, карты городов мира и России — всё это есть на travelel.ru и всё это вам понадобится, если вы соберетесь в путешествие.

На главную
  Республики РФ  
  Федеральные округа РФ  

Сотни поставщиков везут лекарства от гепатита С из Индии в Россию, но только M-Pharma поможет вам купить софосбувир и даклатасвир и при этом профессиональные гепатологи будут отвечать на любые ваши вопросы на протяжении всей терапии.

30.01.2019

Туранская платформа на карте



< >

бассейн является примером осадочного бассейна, возникшего на месте области с прекратившимся рифтогенезом.

Туранская плита занимает территорию Тургайское плато и расположенную южнее него денудационно-аккумулятивнаяравнина покрывая площадь около 2 млн. км2. Насеверо-западеТуранская плита ограниченаВосточно-Европейскойплатформой, на севере горными сооружениями Южного Урала, на востоке палеозойскими складчатыми сооружениями Казахстана иТянь-Шаня.С юга Туранская плита обрамляется структурами Средиземноморского альпийскими складчатого пояса, на западе скрывается под водами Каспийского моря и далее смыкается со Скифской плитой. Скифская плита включает области Степного Крыма и Предкавказья. Она вытянута в виде узкой полосы от акватории Каспийского моря на востоке до Карпат на западе, непосредственно южнееВосточно-Европейскойплатформы и ограничена с севера Украинским щитом. На юге границей Скифской плиты являются альпийские складчатые сооружения Кавказа и Горного Крыма. Площадь занятая мезокайнозойскими отложениями плиты составляет около 1 млн. км2.

Осадочные бассейны Туранской и Скифской плит тектонически представляют единое целое. Заложение этих бассейнов произошло в юрское время, на протяжении юры, мела и палеогена на их месте находился шельф северной окраины океана Тетис. Этот шельф располагался на приконтинентальном склоне крупных окраинных морей в тылу системы протяжённых вулканических островных дуг. Современным аналогом подобной обстановки являются Восточно-Китайскоеи Охотское моря.

Как и Западная Сибирь, Туранская и Скифская плиты имеют гетерогенным фундаментом. 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 составляет30-45км. В строении фундамента выделяются добайкальские и байкальские массивы и разделяющие их складчатые зоны, соединяющиеся со складчатыми структурами Урала иТянь-Шаня.К числу древних массивов относятся:Северо-Устюртский,Бельтаусский, Сырдарьинский, Каракумский,Южно-Мангышлакский,Карабогазский. Они сложены кристаллическими сланцами, гнейсами и прорваны палеозойскими гранитами.Мангышлакско-Гиссарскаясистема разломов делит Туранскую плиту на две части: приподнятуюсеверо-восточнуюи опущеннуююго-западную.Первая сложенна деформированными вулканогенноосадочными толщами раннего палеозоя, на которых с резким несогласием залегают молассовые отложениясреднего-верхнегопалеозоя. Для девона характерно присутствие вулканитов среднего и кислого состава, переслаивающихся с красноцветными осадками. Поздний девон и ранний карбон представлены карбонатнотерригенными, иногда угленосными отложениями. В пределахюго-западнойчасти плиты, фундамент представлен комплексами пород от докембрия до карбона. Нижнепалеозойские толщи сложены кристаллическими сланцами, кварцитами, мраморами, среднепалеозойские — известняками,вулканогенно-осадочнымиотложениями, флишеподобными осадками. В Кызылкумах в палеозойских отложениях фундамента обнаружены фрагменты офиолитового комплекса, прослеживающиеся на 1500 км в пределы Алайского хребта. Офиолиты представляют собой шов столкновения различных сиалических блоков. На палеозойских толщах с резким несогласием залегает комплекспермско-триасовыхкрасноцветных молассовых

отложений с прослоями вулканитов. Мощность этой толщи от первых сотен метров до 6-8км в районе Мангышлака. Развитиепермо-триасовогокомплекса, связанного с грабенообразными структурами, свидетельствует об условиях растяжения.

В фундаменте Скифской плиты также находятся породные ассоциации широкого возрастного диапазона. В Предкавказье фундамент плиты представлен породами от докебрия до верхнего палезоя, главным образом девона-нижнегокарбона, представленные, зелёными сланцами, метаморфизованными в раннем палеозое и прорванными плагиогранитными интрузиямикаменноугольно-пермскоговозраста. Угленосная толща Донбасса в восточном направлении вдоль кряжа Карпинского быстро сокращается в мощности и замещаетсякарбонатно-терригеннымиотложениями. Наиболее молодыми в этой части фундамента плиты являются морские отложения ранней перми. В пределах Степного Крыма фундамент сложен позднепротерозойскими хлоритовыми и серицитовыми сланцами и терригеннокарбонатыми 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 дорифейского и рифейского возраста, силурийскимитерригенно-карбонатнымии девонскими терригенными отложенями.

Формирование чехла Туранской и Скифской плит началось в ранней юре. Чехол представляет собой единый комплекс, отложений от юры до миоцена и сложен континентальными песчано-глинистымитолщами, которые в южном направлении фациально замещаются морскимитерригенно-карбонатнымиипесчано-глинистымиотложениями. Формированиемезо-кайнозойскогоплитного комплекса связано с развитием палеоокеана Тетис, на месте которого сейчас образованы складчатые сооружения Средиземноморского пояса. На протяжении юры, мела и палеогена Туранская и Скифская плита представляли собой шельфовую часть северной окраины этого океана. Мощность осадочной толщи достигает во впадинах8-9,а иногда и более киллометров. Наиболее крупными впадинами на территории Туранской плиты являются:Северо-Устюртская,Южно-Сырдарьинская,Барсакельмесская, Мургабская и др. В пределах Скифской плиты хорошо выраженными отрицательными структурами являются прогибы:Азово-Кубанский,Северо-Черноморский,Терско-Манычский.

Глава VI. Средиземноморский складчатый пояс

Средиземноморский складчатый пояс пересекает территорию Северной Евразии

вширотном направлении от Карибского до Южно-Китайскогоморя, отделяя южную группу древних платформ (Африка, Аравия, Индия), до середины юры составлявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Восточно — Европейской, Сибирской, Таримской,Китайско-Корейскойплатформ. Внутреннее строение любого из складчатых поясов, в том числе и Средиземноморского отличается большой сложностью, поскольку представляет собой коллаж разнородных разноориентированных структурных элементов (обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий и т.п.), совмещенных в современной орогенической структуре. Средиземноморский пояс является представителем молодых складчатый сооружений. Основная часть его структуры формировалась вмезозойско-кайнозойскоевремя и связана с историей развития и закрытия мезозойского океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Доказательством океанского происхождения является присутствие в современной структуре многочисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры, маркирующих швы столкновения различных блоков. Выделяются несколько возрастных групп поясов столкновения:поздне-палеозойский— Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский(триас-юра)— Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой — Центральный Памир, Малый Кавказ,палеоген-неогеновый— Карпаты.

Образование Тетиса сопровождалось деструкцией и раздроблением континентальных масс, поэтому среди складчатых структур пояса можно различить комплексы пород, сформировавшиеся на обеих окраинах океана — Гондванской и Евразийской. Внутри пояса располагаются многочисленные древние блоки — микроконтиненты, представляющие собой отторженцы фундамента, которые включены

впокровно-складчатыеструктуры палеозоя. К их числу относятся палеозойские структуры Передового и Главного хребта Большого Кавказа, Дзирульский массив Грузии, Нахичеваньский блок Малого Кавказа, палеозоиды Северного Памира, Гиндукуша,Юго-ЗападногоПамира. Среди этих блоков выделяются два типа: блоки Евразийского происхождения, различного генезиса, испытавшие складчатость в позднем палеозое и блоки Гондванского происхождения, преимущественно карбонатные (Нахичевань, Южный Памир). Мезозойские и кайнозойские комплексы, формировавшиеся на окраине Гондваны имеют, в основном,карбонатно-осадочныйтип разреза (Внешний Загрос, Тавр), характерный для аридного климата. Их образование происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Евразийские блоки сложены, в основном, островодужными комплексами (Большой и Малый Кавказ) и юрскими угленосными формациями (Иран). Их формирование происходило в условиях гумидного климата.

Южная граница пояса проходит по фронту надвигов вдоль Загроса и Гималаев. Перед фронтом надвигов залегают мощные толщи платформенных осадочных отложений, начиная с позднего кембрия и до кайнозоя. Эти толщи представляют собой бывшую пассивную окраину Гондваны. Перемещение покровов на осадки пассивной окраины началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием предгорных краевых прогибов, заполненных молассами.

Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире, а также по краевым прогибам на границе с ВосточноЕвропейской платформой.

История формирования Средиземноморского пояса весьма сложная. Его заложение началось еще в позднем палеозое, когда южное обрамление ВосточноЕвропейской платформы испытало герцинский орогенез (в это время, например, был сформирован фундамент Скифской плиты). Начало мезозоя (T-J1)характеризует относительно тектонически спокойную стадию, близкую к платформенной (это время формирования осадочного чехла Скифской и Туранской плит). Повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя(J2-K)привел к резкой активизации тектонических процессов и в конечном счете дал начало молодомуАльпийско-Гималайскомугорному поясу.

Поскольку структуры, относящиеся к Альпийскому складчатому поясу лишь частично располагаются на территории Российской Федерации (Северный Кавказ), поэтому их строение рассматривается в очень сжатом виде.

Восточные Карпаты состоят из серии тектонических покровов, надвинутых всеверо-восточномнаправлении на крайВосточно-Европейскойплатформы. В строении этой покровной области выделяют три зоны:

Зона внешних покровов — представлены мел-олигоценовымифлишевыми и молассовыми толщами. Молассы тяготеют к самой периферии Карпат и по существу принадлежат краевому прогибу. Флиш представлен чередованием мергелей и чёрных сланцев. По своей геодинамической природе флишевые толщи представляют собой осадочную призму континентального склона и подножия вблизи пассивной окраиныВосточно-Европейскойплатформы. Складчатые деформации во внешней зоне начались в миоцене и продолжаются до настоящего времени.

Центральная зона покровов отличается от внешней зоны тем, что среди мелпалеогеновых деформированных флишевых отложений эпизодически встречаются породы мезозойской (позднеюрской) океанической коры.

Внутренняя зона покровов или так называемая зона «утесов» характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Она представляет собой выходы на поверхность блоков позднетриас-юрскихизвестняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных во флишевую матрицу. Сам флиш имеет меловой возраст. Кроме вышеперечисленных, присутствуют блоки древних, докембрийских метаморфических пород перекрытыхмел-палеогеновоймолассой. От внешних покровов внутренние отличаются более ранними деформациями

на рубеже раннего мела, а затем в миоцене.

Кюго-западуцепь Карпат сменяется Закарпатской впадиной представляющей часть Пононской впадины. Внутри неё располагается поясизвестково-щелочныхвулканитов плиоценового возраста.

Формирование современной структуры Восточных Карпат и надвигооборазование является следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой. Движение покровов продолжается и в настоящее время, на что указывает существование глубинной сейсмофокальной зоны под Карпатами.

Горный Крым представляет собой складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Чёрного моря. В центральной части обнажаются триасовые и юрские отложения, на север возраст отложений постепенно омолаживается до неогена. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии(триас-нижняяюра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх

по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в который включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские вулканиты — базальты, андезитобазальты, шошониты. Лавы отделены от флиша несогласием и ассоциируют с кремнисто-аргиллитовымии континентальными угленосными толщами. Излияния происходили как в наземной, так и подводной обстановке. Вулканиты принадлежатизвестково-щелочнойсерии островодужного типа. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими карбонатными отложениями. Юра согласна перекрыта меловыми и палеогеновыми существенно карбонатными мелководными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла собой шельфовую окраину Южной Европы.

Копетдаг. Складчатая система Копетдага ограничивает с юга Туранскую плиту. В ее структуре выделяются Копетдагское поднятие, Предкопетдагский прогиб, и примыкающая к ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область Копетдага возникла на местемезозойско-раннекайнозойскойпассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии. В строении области выделяются два типа разрезов:

1. северный, скрытый под чехлом Туранской плиты и выходящий на поверхность в Большом Балхане, представлен песчано-сланцевымитолщами, деформированными перед мелом;

2. южный — собственно Копетдагский тип, представлен непрерывной карбонатнотерригенной толщей от юры до миоцена, испытавшей складчатость в позднем кайнозое, характеризуется чередование мелководных известняков, мергелей, песчаников, глинистых сланцев, накапливавшихся в условиях континентального шельфа.

В тектоническом строении Копетдага просматривается крупная покровная зона по которой вышеназванные геологические комплексы перемещены в северном направлении и надвинуты на чехол Туранской плиты. Надвигообразование и основной этап деформаций фиксируется в середине миоцена.

Памир. Складчатые сооружения Памира сформированы в результате столкновения с Евразией Индийского континента. В этом отношении Памир сходен с Гималаями и Южным Тибетом и отличается от Кавказа. В целом складчатое сооружение Памира имеет дугообразную структурную форму, расположенную над самым северным выступом Индийского континента и представленное серией покровов, перемещенных в северном направлении. Наиболее важная в геологическом отношении граница представлена Таныманским разломом, отделяющим Северный Памир, бывшую северную окраину Тетиса, от Центрального и Южного Памира, породные ассоциации которых имеют Гондванское происхождение.

Вструктуру Северного Памира входят пластины представленные: 1) палеозойскими вулканическими толщами, среди которых выделяются как толеиты близкие к базальтам СОХ, так и известково-щелочныебазаль-андезит-дацит-риолитовые островодужные комплексы в ассоциации с карбонатными и терригенными осадками, в том числе флишевого и олистостромового строения; 2) докембрийскими кристаллическими сланцами, парагнейсами, мраморами, представляющими собой фрагменты микроконтинентов; 3) разновозрастными породными ассоциациями хаотического строения, представляющие собой остатки аккреционной призмы.

Всоставе Центрального Памира выделяются два типа разрезов. Первый характерен для континентального подножия Гондваны и представлен мощной

терригенной толщей палеозой-раннемезозойскоговозраста, большая часть которого составлена триасовым флишем (до 2 км по мощности). Второй представляет собой шельфовую часть окраины Гондваны, которая характеризуется, главным образом, карбонатными отложениями от венда до позднего триаса. Причленение Центрального Памира (обломка Гондваны) к Северному Памиру произошло в позднемтриасе-раннейюре, одновременно с формированием аккреционной призмы Северного Памира.

Южный Памир состоит из двух подзон — Юго-ЗападногоиЮго-ВосточногоПамира. Первый представляет собой блок докембрийских метаморфических пород с возрастом2.7-1.0млрд.лет. В позднем мелу эти породы были повторно метаморфизованы и прорваны гранитами.Юго-ВосточныйПамир сложен карбонпермскими итриасово-юрскимиотложениями гондванского типа (фрагмент пассивной окраины Гондваны). Разрез представлен известняками с покровами базальтов и глубоководными осадками.

Рушанско-Пшартскаяшовная зона соединяющая Центральный и Южный Памир представляет собой пакет, состоящий как минимум из четырёх пластин, каждая из которых имеет индивидуальные черты строения, возраст выведенных на поверхность пород от карбона до юры включительно. Наиболее характерны два типа разрезов. Первый представлен толщейкарбон-пермскихизвестняков, ассоциирующих с покровами базальтов, перекрытых граувакками триасового возраста. Этот тип разреза отвечает рифтогенному комплексу, связанному с расколом и раздвижением Гондванских континентов. Второй тип разреза характеризуется глубоководными отложениями (радиоляриты, кремнистые сланцы верхней перми, триаса, юры), местами отмечаются горизонты подушечных лав. В юрских отложениях прослеживаются олистостромовые горизонты с глыбами палеозойских известняков. Этот разрез типичен для батиальных условий континентального подножия и абиссальной равнины. Офиолитовые комплексы представляют фрагменты океанической коры раннемезозойского Тетиса. Формирование шовной зоны и основные деформации в ней проходили на рубежеюры-мела.

После присоединения Южно-Памирскойчасти начался новый этап развития общей структуры современного складчатого сооружения Памира. С раннего мела получили широкое развитие красно- и пестроцветные обломочные отложения, субаэральные кислые и средние вулканиты, которые позже были прорваны крупными батолитами гранитов (с возрастом100-130млн.лет). Этотвулкано-плутоническийпояс продолжается наюго-востокв Гималаи и представляет собой окраинноконтинентальный пояс, располагавшийся некогда над зоной субдукции, в которой поглощалась кора океана Тетис. В олигоцене произошли мощные деформации, связанные со столкновением Индии с Евразией. В новейший неотектонический этап сформировалась современная конфигурация тектонических покровов и образовалась дугообразная структура современного Памира.

Таким образом, Памир — это аккреционно-складчатоесооружение, собранное из разнотипных континентальных, океанических, островодужных и иных блоков, спаявшихся в период с середины карбона по мел и деформированных в послеолигоценовое время.

Кавказ. Современная структура Кавказа сформировалась в миоцене. Орографически и геологически здесь выделяются поднятия Большого и Малого Кавказа, разделенные Рионской и Куринской впадинами. Большой Кавказ представляет собой серию чешуй разновозрастных пород. Он имеет ярко выраженную антиклинорную форму. Ядро Большого Кавказа сложено докембрийскими и палеозойскими толщами. В этом районе на поверхность выведен фундамент Скифской

плиты. Среди выходов древних толщ намечаются две полосы, отвечающие Передовому и Главному хребтам. Для первого наиболее примечательны палеозойские офиолиты и островодужные комплексы, слагающие сильно сжатую структуру, безусловно соответствующую шовной зоне (сшивающей образования Макерского микроконтинента и континентальный фундамент Евразии). В девоне и раннем карбоне Передового хребта широко развиты олистостромы. Выше следуют континентальные, в том числе угленосные отложения среднего-позднегокарбона и красноцветные терригенные толщи перми. К верхнему карбону и перми приурочен также известковощелочной вулканизм. В строение полосы Главного хребта участвуют докембрийские метаморфические комплексы, которые соспоставляются с фундаментом Макерского микроконтинента. Породы фундамента прорваны плагиогранитами раннекарбонового возраста и с несогласием перекрыты позднепалеозойскими морскими отложениями. Наибольшей площади на Большом Кавказе занимают юрские и меловые толщи. Длянижне-среднеюрскихотложений обычно подчеркивается две характерные черты: вопервых они состоят в основном из глинистых сланцев и,во-вторыхвключают большое количество лав. Наиболее древние из них имеют ярко выраженный известковощелочной состав и представленыбазальт-андезит-дацитовойсерией. Их формирование связывают с функционированием Большекавказской островной дуги. Территориально эти острводужные вулканиты развиты в пределах Главном хребта и в его обрамлении. В центральной части Большого Кавказа широко развиты базальты свиты Гойхт и ее аналоговранне-среднеюрскоговозраста. Они имеют толеитовую специализацию и по многим характеристикам отвечают базальтам СОХ. Очевидно, что эти породы отмечают условия растяжения, при которых, вероятно, произошло образование Большекавказского осадочного бассейна. Позднеюрские и меловые отложения представляют собой непрерывный осадочный разрез сформированный в его пределах и наиболее широко развиты в пределах Больщого Кавказа В составе разреза присутствуют глинистые толщи, отложения флиша, мергилистые осадки, маломощные кремнистые слои. Верхнемеловые и палеогеновые терригенные отложения флишегового строения распространены преимущественно по периферии антиклинория Большого Кавказа. Терригенный материал для формирования флишевых толщ мела и палеогена поступал с поднятий, окружавших Большекавказский бассейн с юга и севера.

Следующая структурная единица Кавказа – Закавказский кратонный террейн. Его фундамент обнажается в нескольких массивах, наиболее крупным из которых является Дзирульский. Контуры Закавказского террейна можно наметить лишь приблизительно, поскольку большая его часть перекрыта отложениями Куринской и Рионской впадин. Южная его граница совпадает с Севано-Акеринскойофиолитовой зоной, представляющей собой шов по которому спаяны Закавказский и расположденный южнее Нахичеванский блок. Фундамент Закавказского массива имеет сложное и до конца не расшифрованное строение. В нем присутствуют породы метаморфизованные в амфиболитовой фации, зеленые сланцы, возникшие главным образом по основным эффузивам, встречаются мрамора и тела серпентинитов. Эти отложения несогласно перекрыты каменноугольными обломочными и угленосными толщами и прорваны гранитами. Нахичеванский блок также имеет древнее метаморфическое основание. Палеозойский разрез, перекрывающий метаморфиты выполнен исключительно осадочными породами с преобладанием известняков. Пермские отложения представлены типичными для южной окраины Тетиса водорослевыми и фораминиферовыми известняками. Этот блок рассматривают в качестве миогеоклинального террейна Гондванского происхождения.

Одним из наиболее принципиальных структурных элементов является Малокавказская вулканическая дуга. Она располагается в основном на цоколе Закавказского массива. Формирование дуги охватывает интервал от юры до позднего мела, до времени столкновения с Нахичеванским блоком. Комплексы слагающие Малый Кавказ имеют типичный для островной дуги состав. Они представлены дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовойсерией. Причем на юге преобладают примитивные островодужные вулканиты ассоциирующие с относительно глубоководными глинистыми сланцами и известняками, а на севере часто проявляются более щелочные лавы в ассоциации с более мелководнымивулканогенно-обломочнымисерями, что указывает на растяжение в тылу дуги и наличие окраинного моря, заполнявшегося терригенными породами. При такой интерпретации становится понятно, что современная структура Большого Кавказа образована на месте обширного морского бассейна, который возник в результате растяжения вранней-среднейюре и заполнялся обломочными толщами вплоть до раннего миоцена. Этот бассейн появился в тылу Малокавказской островной дуги и представлял собой типичное окраинное море. После коллизии Нахичеванского блока с Малокавказской островной дугой вся область Малого Кавказа, включая Закавказский массив и Нахичеванский блок была занята новой вулканической дугой —Аджаро-Триалетской.Максимум вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему вулканическому поясу прошли деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Новый этап вулканической деятельности относится к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитамиизвестково-щелочнойсерии.

Глава VII. Основные этапы роста континентальной коры и формирования структуры Северной Евразии

В заключение остановимся на некоторых общих чертах и закономерностях развития территории Северной Евразии. В истории геологического развития этого региона можно выделить несколько крупных тектонических этапов, связанных с постепенным ростом континентальной коры и формированием его структуры.

Архей-раннепротерозойский этап связан с формированием первых крупных континетальных массивов. К числу древнейших образований, обнажающихся в пределах щитовВосточно-Европейскойи Сибирской платформ можно отнести комплескс “серых гнейсов” – породсредне-кислого,преимущественно диоритового,габбро-диоритового,гранодиоритового, тоналитового, плагиогранитного состава, метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации. Исходными породами этого комплекса являлись интрузивные и эффузивные образования. Широкое развитие таких комплексов свидетельствует о большой активности магматических процессов на ранних этапах формирования континентальной коры. Вторым наиболее распространенным типом архейских пород являются первично осадочновулканогенные глубоко метаморфизиванные (гранулитовой фации метаморфизма) комплексы гнейсов и кристаллических сланцев. Ведущими комплексами позднего архея являются зеленокаменные пояса. Нижние части разрезов зеленокаменных поясов сложены толеитовыми базальтами и ультрабазитами – коматиитами с силлами и дайками тех же пород, что в известной степени сближает их с офиолитами. Средние и верхние части разрезов зеленокаменных поясов часто представлены вулканитамиизвестково-щелочнойсерии с образованием сложныхскладчато-надвиговыхструктур, что может свидетельствовать о ведущей роли субдукционных и аккреционных процессов. Однако, многие зеленокаменые пояса начинали развиваться с рифтогенеза на коре континентального типа о чем свидетельствуют базальные конгломераты, кварцевые и аркозовые песчаники, а также бимодальные вулканиты. В архее предполагается несколько эпох, связанных с формированием массивов континентальной коры (эпох складчатости). Одну из первых – белозерскую выделяют уже в самом начале архея. Ниболее ярко проявлена беломорская (позднеархейская) эпоха, обусловившая проявление интенсивных складчатых процессов, регионального метаморфизма и гранитообразования. В результате в конце архея возникли жесткие участки земной коры, положившие начало формированию ядер будущих континентов. Их образование связано саккреционно-коллизионнымисобытиями, обдукцией (надвиганием) островодужных систем с океанической корой в основании на первичные раннеархейскиегранито-гнейсовыеблоки, что привело к формированию зеленокаменных поясов, столь характерных для позднего архея. Важно отметить, что архейские блоки составляют более половины всего объема кратонов. Учитывая мощность коры в пределах кратонов, а также то, что значительный объем фанерозойских складчатых поясов представленархей-раннепротерозойскимиблоками (микроконтиненты, кратонные террейны), можно заключить, что большая часть вещества континентальной коры образовалась в течение первых1,5-2млрд лет эволюции Земли. Расчет показывает, что более 50% объема континентальной коры было сформировано в раннем докембрии и затем перераспределено на поверхности Земли.

Принципиальной смены тектонического режима в раннем протерозое по сравнению с археем вероятно не произошло. Архейские кристаллические ядра подвергались дроблению и частичному “растаскиванию” с образованием нового

поколения протоокеанов. Продукты базальтоидного магматизма приурочены к узким, так называемым троговым зонам. Кроме того для этого интервала времени уже характерны достаточно обширные осадочные бассейны эпиконтинентального типа, например удоканский в пределах окраины Станового блока. В морских бассейнах формировались преимущественно породы хемогенного происхождения – джеспелиты, характерны также кремнисто-карбонатныекомплексы. Активные субдукционные процессы и закрытие ряда океанических структур привело к амальгамации архейских массивов и формированию новых относительно более крупных континентальных блоков. Результатом карельской эпохи диастрофизма того времни стало формированиеКольско-Карельскогоконтинентального массива, состоящего из серии архейских блоков разделенных раннепроторозойскими коллизионными зонами, Свекофеннской аккреционной области и ряда других тектонических элементовВосточно-Европейскойи Сибирской платформ. С ростом континентов сократились очаги вулканизма, которые к концу раннего протерозоя уже концентрировались в краевых частях континентальных массивов (Готский, Акитканский вулканоплутонические пояса). Процесс становления континентов (карельская эпоха тектоногенеза) был растянут во времени более чем на 400 млн.лет. Эта эпоха на рубеже 1.6 млрд лет завершается массовой гранитизацией, высокотемпературным метаморфизмом и формированием крупных консолидированных континетальных блоков – кратонов.

Позднепротерозойский этап. В отличие от архея и более ранних эпох протерозоя развитие литосферы на данном этапе происходило дифференцировано, поскольку наряду с подвижными областями в это время уже существовали довольно крупные территории с платформенным режимом. Краевые части сформированных ранее кратонов продолжали испытывать дробление по разломам на блоки. В результате чего в теле будующих платформ закладываются и начинают развиваться крупныеграбен-рифтовыеструктуры — авлакогены. Раскол континентов обычно начинается в местах трехчленного соединения рифтов над горячими точками. Зарождение осей спрединга и начальных узких океанических бассейнов происходит по простиранию двух ветвей трехчленной рифтовой системы. Третья ветвь рифта, глубоко проникающая в континентальный массив, постепенно заполняется преимущественно континентальными грубообломочными отложениями с подчиненным значением бимодальных эффузивов в низах разреза осадочных пород. Формирование авлакогенов проходило в нескольких последовательных стадий как в раннем рифее так и среднем, позднем рифее в результате чего образована целая сеть позднепротерозойских грабенрифтовых структур на территории Сибирского (Уджинский, Маймечинский, ТуруханоНорильский и др. авлакогены), иВосточно–Европейского(Средне-Русский,Пачелмский, Кандалакшский, Мезенский и др. авлокогены) кратонов.

Важным тектоническим событием познего протерозоя является рубеж 1 млрд. лет, связанный с деформационными процессами (гренвильский этап складчатости) на окраинах практически всех крупных континентальных массивов, существовавших на то время. Присутствие поясов гренвильской складчатости на разных континентах и сходство верхнепротерозойских разрезов дают основание предполагать, что к этому времени крупные архей-раннепротерозойскиеконтинентальные блоки были собраны в единый суперконтинент, названный Родинией. Примером складчатых поясов гренвильского времени могут служить территория Свеконорвежского блока в пределахВосточно-Европейскойплатформы, западная окраина Сибирской платформы (Ангарский пояс). С распадом суперконтинента Родиния с рубежа около 750 млн. лет назад (поздний рифей) связывают зарождение серии океанических бассейнов, в том числе Палеоуральского и Палеоазиатского, и окончательное оформление Восточно-

Европейской и Сибирской платформ. Внутриконтинентальный, а затем межконтинетальный рифтогенез приводит к формированию как окраинноконтинентальных седиментационных бассейнов, отмечающих позднерифейские пассивные окраины с характерным на то время карбонатным осадконакоплением, так и эпиконтинентальных осадочных бассейнов (будущих синеклиз, например Московской), тяготеющих к осям авлакогенов. С этим временем, обычно связывают начало формирования типичного плитного комплекса Восточно-Европейскойи Сибирской платформ.

Венд-раннепалеозойский этап связан с постепенным ростом континентальной коры, сформированных в докембрии Сибирского иВосточно-Европейскогократонов. Первый крупный этапаккреционно-коллизионныхсобытий на окраинах Сибирского иВосточно-Европейскогоконтинентов связанный с развитием новобразованных позднедокембрийских океанов фиксируется уже на рубежерифея-венда.В литературе этот этап известен под названием байкальской эпохи складчатости. Термин был введен Я.С.Эдельштейном на основе изучения геологической структуры Байкальской складчатой области на юге Сибири и в дальнейшем развивался Н.С.Шатским, который обосновывал выделение этой территории в качестве тектонотипа байкалид. Однако исследования последних лет указывают на то, что выделение такого тектонотипа далеко неоднозначно. В тектонической истории формирования территории Байкальской складчатой области отмечаются следы как более ранних “добайкальских” эпох тектогенеза, так и более поздние палеозойские складчатые зоны. С определенной долей уверенности можно говорить лишь о том, что в концерифея-вендебыла сформированаБайкало-Муйскаяаккреционная зона, тогда как становление континентальной коры внутреннейБаргузино-Витимскойзоны отвечает более поздним (палеозойским) этапам тектогенеза. Тем не менее наличие тектонической активности связанной с ростом континентальной коры в конце докембрия полностью отвергать нельзя. Целая серия геологических фактов свидетельствует об аккреции островных дуг и разнородных террейнов Палеоуральского океанического бассейна. В результате произошел существенный прирост коры по восточной периферии ВосточноЕвропейского континента, сформировано основаниеТимано-Печорскойплиты. Выходы на поверхность кристаллических комплексов позднего докембрия известны на Северном и Полярном Урале в пределахЦентрально-Уральскогои Харбейского поднятиев. Близкие по времени аккреционные события фиксируются на западной периферии Сибирского кратона (в том числе Предивинская и Исаковская зоны Енисейского кряжа). Крупный аккреционный пояс сформирован на севере Сибирского кратона(Центрально-Таймырскаязона). Таким образом, есть основания полагать, что рост континентальной коры в байкальскую эпоху связан, не столько с закрытием океанических бассейнов разделявших крупные континенты, сколько с аккрецией, образованных в позднем докембрии, островодужных систем и малых континентальных блоков к их окраинам. Соответственно, развитие таких позднедокембрийских океанов как, например, Палеоазиатский или Уральский на этом не прекращается. После аккреции, названные выше байкальские складчатые области, нарастив окраины древних континентов, продолжили свое развитие в платформенном режиме и, в большинстве, представляли собой унаследовано развивающиеся пассивные окраины Сибирского иВосточно-Европейскогоконтинентов.

Интенсивное наращивание Сибирского континента аккреционным путем продолжилось и в раннем палеозое. Уже в конце венда-раннемкембрии по югозападной (в современных координатах) периферии Сибирского континента отмечается заложение протяженной зоны субдукции и отвечающей ей серии островных дуг.

Фрагменты этой островодужной системы сохранились на территории Алтае-Саянскойскладчатой области (Западный Саян, Кузнецкий Алатау, Горный Алтай, Салаирский кряж и др.). Аккреция островных дуг, приведшая к формированию “каркаса” структуры Центральной частиАлтае-Саянскойобласти отмечается уже в ордовике (раннекаледонская эпоха). Положение континентов, океанических бассейнов и островных дуг в раннем палеозое существенно отличается от современного. В это время реконструируется четыре крупных континентальных массива, разделенных океаническими бассейнами: Сибирский,Восточно-Европейский(Балтика), СевероАмериканский (Лаврентия) и крупный континент Гондвана, включающий остальные кратоны. Обширные пространства Гондваны простирались от южного полюса до экватора, что подкрепляется распространением осадочных комплексов — индикаторов климата. Известняки и соли, формирование которых связано с теплыми водами, характерны для приэкваториальных областей континента (Австралия, Индия, Китай, Антарктида), ледниковые отложения распространены в южных приполярных областях (Африка и Южная Америка). Остальные континенты Лавразийской группы занимали приэкваториальные или умеренные широты. В разрезах раннего палеозоя чехла Сибирской платформы преобладают известняки, доломиты, мергели, а также соленосные отложения. При этом континент был развернут на 180° относительно современного положения. ДляВосточно-Европейскойплатформы также характерно преобладание в раннепалеозойских разрезах морских карбонатных пород и мелководныхпесчано-глинистыхотложений. Раннепалеозойский дрейф этих континентов, в целом, описывается постепенным смещением в северном направлении, при этом Балтика испытывала вращение против часовой стрелки, а Сибирь по часовой стрелки. Таким образом, разделяющие их пространства океанических бассейнов Палеоазиатского океана обнаруживают тенденцию к закрытию, что выражается в формировании трансформных сдвиговых зон и периодическим возникновением и аккрецией островных дуг. К концу раннего палеозоя также начинает сокращаться широтное расстояние между Балтикой и Лаврентией. Разделяющий их океанический бассейн Япетус (Палеоатлантика) начинает закрываться и постепенно перерождается в систему островных дуг и окраинных морей. Коллизионная стадия, связанная со столкновением континентальных масс Балтики и Лаврентии и формированием Скандинавскогоскладчато-надвиговогопояса фиксируется в конце раннего палеозоя и знаменуют окончание каледонского тектонического цикла. К каледонским структурам также необходимо отнести континентальные массыКазахстано-Киргизскогосоставного террейна, созданного путем аккреции островных дуг и разновеликих фрагментов древней континентальной коры (кратонных террейнов).

Позднепалеозойский этап, отвечающий герцинской тектонической эпохе охватывает девонский, каменноугольный и пермский периоды палеозойской эры и насыщен геологическими событиями, наиболее яркими из которых является закрытие большинствапозднедокембрийско-раннепалеозойскихокеанов (в том числе Палеоазиатского) и формирование суперконтинента Пангея.

К началу девона океанические пространства между Восточной Европой и Сибирью, с одной стороны, и Гондваной с другой, достигли максимальных размеров. К этому времени значительно разросся Сибирский континент за счет байкальской и каледонской аккреции островных дуг и малых континентальных блоков; были сформированы континентальные массы Казахстанского супертеррейна, а также континент Еврамерика, объединяющий в себе Балтику и Лаврентию. Максимума достигла регрессия морских бассейнов начавшаяся еще в ордовике-силуре.На территории Сибирской иВосточно-Европейскойплатформ почти повсеместно

установился континентальный режим, который уже в среднем девоне сменяется мощной трансгрессией. Отчасти начавшееся погружение платформ обусловлено внутриконтинентальным рифтогенезом и начавшимся разросстанием окена Палеотетис. На юге Восточно-Европейскойплатформы сформированДнепрово-Донецкийграбен, на востоке Сибирской платформы — система Вилюйских грабенов, положивших начало образованию Вилюйской синеклизы. Девонский рифтогенез и связанный с ним внутриплитный магматизм затронул и каледонские структурыюго-западнойокраины Сибирского континента. Обширные поля щелочных вулканитов выполняют структуры серии наложенных впадин вАлтае-Саянскойобласти: Минусинская, Тувинская, Рыбинская и др. Вместе с тем, начавшееся разросстание океана Тетис, компенсировалось субдукционными процессами и закрытием бассейнов Палеоазиатского океана, среди которых в позднем палеозое обычно различают ОбьЗайсанский, Уральский, Туркестанский,Джунгаро-Балхашский(рис.). С девона практически все континентальные окраины бассейнов Палеоазиатского океана функционируют в режими активных, что способсвует быстрому сближению континентальных масс Сибири, Казахстана и Восточной Европы. Крупная поднепалеозойская субдукционная зона отвечаетюго-западнойокраине Сибирского континента. Причем в девоне субдукционная обстановка здесь, вероятно, близка андийскому типу, а в карбоне уже распознается система развитых островных дуг и окраинных морей. Продукты девонского магматизма наиболее широко представлены по окраине каледонских структурАлтае-Саянскойобласти, вулканогенные ивулканогено-осадочныекомлексы карбона широко развиты западнее — в Рудном Алтае иОбь-Зайсанскойскладчатой зоне. Островодужные системы уральской окраиныВосточно-Европейскойплатформы(Тагило-Магнитогорскаязона) связаны с зонами субдукции восточной (от континента) вергентности. Последней из них вероятно была Валерьяновская, маркирующая западную окраину Казахстанского континента. С конца карбона и в ранней перми фиксируется начало коллизионной стадии, формирование крупного прогиба во фронте складчатых сооружений Урала, который постепенно стал заполнятся грубообломочным материалом, поступающим с орогена. В это же время отмечается взаимодействие“континент-континент”на севере Сибири, между Сибирским и Карским континентальными массивами. Их стокновение в большей степени связано не с субдукционными процессами, а с функционированием трансформных (сдвиговых) зон, заложившихся еще в раннем палеозое. Таким образом,

вконце палеозойского времени в результате герцинской коллизионной стадии окончательно сформирована континентальная кора, разделяющая структуры Сибирской и Восточно-Европейскойдревних платформ. Полоса герцинских коллизионных комплексов простирается и к югу отВосточно-Европейскойплатформы

восновании Туранской и Скифской эпипалеозойских плит. Крупный герцинский орогенный пояс также был сформирован между Еврамерикой и Годваной. Итогом позднепалеозойских коллизионных событий стало формирование суперконтинента Пангея. Исходя из имеющихся палеомагнитных, палеогеографических и других данных континент имел субмеридианальное простирание с центром в районе экватора. На востоке развито океаническое пространство Палеотетиса, отделяющее Северо- и Южно-Китайскийконтиненты от остальных континентальных масс, на западе – огромные океанические пространства Палеопацифики (Тихого океана). Таким образом лишь восточная окраина Сибирской платформы не испытала существенных изменений

входе герцинского этапа тектономагматической активности и продолжала развиваться

врежиме пассивной континентальной окраины почти до конца мезозоя.

Мезозойский этап в глобальном плане знаменуется новым распадом континентов, раскрытием большинства современных океанических впадин и закрытием прежних океанов. К этому времени в результате заключительной коллизионной стадии развития Палеоазиатского океана сформированы основные черты современной структуры Центральной Азии. Процессы, связанные с ростом континентальной коры перемещены на восток континента, вМонголо-ОхотскуюиВерхояно-Колымскуюзоны Палеопацифики. В активном тектоническом режиме продолжала развиваться океан Тетис, где субдукционные иаккреционно-коллизионныепроцессы, также вызвали деформацию новобразованной окраины континента, а в итоге и ее существенный прирост. Тем не менее, существенным деформациям и серьезной реорганизации структуры подверглись и внутренние континентальные области Северной Евразии. Наиболее ярким событием мезозойского этапа является грандиозное проявление траппового магматизма в Сибири. Его связывают с функционированием системы одновременных или близких по времени мантийных плюмов, объединяемых в пермотриасовый суперплюм. Сибирская трапповая формация включает траппы Сибирской платформы, Таймыра, Кузнецкого прогиба и погребенные покровыЗападно-Сибирскойплиты. Однако длительность этого события и его интенсивность в каждом отдельно взятом районе весьма различна и, вероятно, обусловлена целым набором региональных и геодинамических факторов. Наиболее интенсивно этот процесс протекал на территории Сибирской платформы. Сравнительно более продолжительным, но менее интенсивным он зафиксирован для Уренгойского района Западной Сибири. Однако, время формирования трапповой формации, даже в этом, наиболее полном разрезе, по современным оценкам составляет всего5-6млн. лет. Внутриплитный магматизм в пределах Западной Сибири по времени сопряжен с заложением крупныхграбен-рифтовыхструктур(Колтогорско-Уренгойский,Худосеевский грабены). Не ислючено, что это обуславливает несколько большую продолжительностьпермо-триасовогомагматизма на указанной территории по сравнению с другими регионами Сибирской трапповой провинции. Деформация, утонение континентальной коры в результате внутриконтинентального рифтогенеза стало основной причиной общего погружения территории Западной Сибири и формирования здесь крупного осадочного бассейна. Эта тенденция сохраняется в течении всего мезозоя. Наюго-западеСибирской платформы в пределах АлтаеСаянской области в это время, напротив, доминировала обстановка общего регионального сжатия, на фоне внутриплитных сдвиговых перемещений левосторонней кинематики. Такая противоречивая, на первый взгляд, тектоническая картина имеет вполне удовлетворительное объяснение. Хотя основные тектонические блоки Северной Евразии в раннем мезозое уже представляли собой единую континентальную массу, тем не менее его структура не являлась абсолютно жесткой. Континент имел субмеридиональную ориентировку и его Сибирская часть находилась в высоких широтах северного полушария (рис.). Движение всей Евразийской плиты в этом интервале описывается постепенным разворотом по часовой стрелке, связано это, в том числе, с субдукционными процессами в пределах Палеотетиса и Палеопацифики с одной строны и раскрытием Атлантики с другой. Однако, скорость смещения Восточной Сибири была больше, чем Восточной Европы. В результате опережения, в пределах северной части Западной Сибири возникли условия растяжения, а на юге Сибири, напротив, доминировала обстановка сжатия. Следствием этого, явилось с одной стороны формирование грабеновых структурЗападно-Сибирскойрифтовой системы, а с другой деформация и существенные внутриплитные сдвиговые перемещения, в том числе в пределахАлтае-Саянскойобласти. Хорошо вписываются в

эту картину и тектонические события на юге Сибири в Монголо-Охотскойзоне. Тектоническая напряженность здесь связана с закрытиемМонголо-Охотскогоокеана, отделявшего Сибирскую окраину Евразийского континента от герцинского пояса Центральной Монголии (в том числеХингано-Буреинскогомассива) и континентальных блоковКитайско-Корейскойплатформенной области. Сам океанический бассейн имел клиновидную форму и, по существу, представлял собой залив Палеопацифики. В результате описанной выше динамика перемещения плит в пределах этой территории возникли условия для постпенногоV-образногозакрытия, деформации южной окраины Сибири, формирования в концеюры-мелуузкой полосы складчатых структур и объединения континетальных масс Сибири, Монголии и Китая. Вторым крупным коллизионным событием мезозойского времени является становление крупного складчатого пояса —Верхояно-Чукотского,на востоке Сибири. Основной этап деформаций, связанный со становление структуры пояса также нужно отнести к концу юры – началу мела. Кора большей части этого региона представлено докембрийскими блоками. Так огромная территория Верхоянья сложена мощным комплексом осадков формировавшихся на континентальном подножии Сибирского кратона в течении длительного промежутка времени — от рифея до юры. Чукотская область также представлена крупным древним континентальным массивов с деформированным чехломпалеозойско-мезозойскихосадочных комплексов, отколовшимся от канадской окраины Северной Америки в результате раскрытия в Амеразийского океанического бассейна. Центральную часть пояса занимает мезозойский составной террейн(Индигиро-Колымскаяобласть), в строении которого также большую роль играет ряд микроконтинентов, миогеоклинальных и кратонных террейнов с докембрийской корой (Омолонский, Приколымский, Омулевский). В целом эту область можно рассматривать как мезозойский аккреционный шов между структурами Сибири и Чукотки. Окончание становление мезозойской континентальной коры и структурысеверо-востокаАзии знаменуется заложением по его окраине в конце раннего мела протяженного ОхотскоЧукотскоговулкано-плутоническогопояса.

Кайнозойский этап. В течении кайнозоя продолжалось дальнейшее раздвигание материков и формирование современных океанических бассейнов. В кайнозое (к концу олигоцена) происходит закрытие океана Тетис в результате сближения Африки и Аравии с Евразией в западной части Тетиса и Индии с Евразией в восточной части. На месте океана возникАльпийско-Гималайскийскладчатый пояс к структурам которого нужно отнести складчатые системы Карпат, Крыма, Кавказа, Памира и др., а также реликтовые морями типа Черного и Каспийского. В истории развития региона отмечается несколько активных вулканических дуг, в том числе Малокавказская,Аджаро-Триалетская.В структуре пояса выделяется большое количество террейнов Гондванского происхождения, оторванных от окраины Гондвана при раскрытиинео-Тетисаеще в мезозое и аккретированных к Евразии в результате активных субдукционных процессов и закрытия Палеотетиса. Расположенные в тылу пояса территории Скифской и Туранской эпипалеозойских плиты в течении мезозоя и раннего кайнозоя представляли собой типичныеокраинно-континентальныеосадочные бассейны.

Активные тектонические процессы связанные с субдукцией океанической литосферы и формированием аккреционных структур продолжились в Тихоокеанском секторе Евразии. Начиная с конца раннего мела (Охотско-Чукотскийвулканоплутонический пояс) и до сегодняшних дней(Курило-Камчатскаяостроводужная система) восток Евразиатского континента равзивается в режиме активной континентальной окраины. В результате аккреционной тектоники на этой территории в

течении кайнозоя сформирована крупная складчатя система (Корякско-Камчатская,Сихотэ-Алинь-Сахалинскаяобласти), представленная серией, омолаживающихся от континента, вулканических поясов, которые маркировали прежние зоны субдукции. Причленение ряда чужеродных террейнов вызывало заклинивание зон субдукции и их перескок в новое положение. Активные вулканизм в этом регионе, наличие крупных развивающихся задуговых бассейнов(Южно-Охотоморская,Ямономорская впадины) указывает на то, что главный субдукционныйокраинно-континентальныйэтап развития этой территория еще не завершился.



Source: StudFiles.net

 
Нравится
Добавить комментарий


  Поделитесь!  


 
При цитировании сайта, не забывайте, пожалуйста,
указывать ссылку на источник.
© http://travelel.ru, 2010–2015

  Яндекс.Метрика