Текст книги "Геотектоника и геодинамика"

19 Краткий обзор тектоники крупнейших регионов Мира [1]

19.1 Урал (Рисунок А.3). С учетом данных геолого-геофизических исследований (в том числе ГСЗ и КМПВ) в Уральском регионе, как и в смежных с ним областях, достаточно четко выделяются подкоровая часть – верхняя мантия («перидотитовый» или «эклогитовый» слой) и земная кора, в свою очередь расчленяющаяся на горизонтальные слои: нижний – «базальтовый», переходный – «диоритовый» сиалический – «гнейсовогранитовый» и верхний – «осадочный» ( И.Д.Соболев).

Поверхность верхней мантии – граница Мохо – залегает в восточной части Русской платформы и на востоке региона в области Зауралья – в восточной части Зауральского поднятия и западной части ТюменскоКустанайского прогиба – на глубинах от 35 до 40 км, а в большей части собственно уральских структур, включая и Предуральский краевой прогиб, от 40 до 48 и местами до 50 км. Наиболее глубокое залегание поверхности Мохо (от 48 до 50 км) намечается в восточной части Восточно-Уральского поднятия, где устанавливается одна из ступеней (резких погружений) этой поверхности. В целом ясно вырисовывается постепенное погружение поверхности Мохо под уральскими структурами со стороны Русской платформы и со стороны Западно-Сибирской плиты.

Мощность базальтового слоя земной коры в Уральском регионе меняется от 6 до 10 км в восточной части Русской плиты и от 15 до 17 км в зоне Зауральского поднятия от 20 до 27 км в зоне Центрально-Уральского и Восточно-Уральского поднятий и от 30 до 35 км в зоне ТагилоМагнитогорского прогиба. В целом мощность базальтового слоя неравномерна, но постепенно увеличивается с запада и с востока в сторону Тагило-Магнитогорского прогиба. Поверхность этого слоя – поверхность Конрада с запада от Русской платформы с глубины от 25 до 26 км, также постепенно, хотя и неравномерно поднимается к западному склону Предуральского прогиба, от глубины 17 до 18 км и далее на восток несколько погружается, достигая в Западно-Уральской внешней зоне 23-24 км, а затем к востоку вновь поднимается от 16 до 20 км в зоне Центрально-Уральского поднятия. С востока от Тюменско-Кустанайского прогиба и Зауральского поднятия с глубины от 15 до 16 км. она погружается к западу в зоне Восточно-Уральского прогиба до глубины 20 км и далее на запад, в сторону Тагило-Магнитогорского прогиба, постепенно вновь поднимается. В зоне Тагило-Магнитогорского прогиба поверхность базальтового слоя резко поднимается и глубина ее залегания здесь от 6 до 9 км.

Поверхности Мохо и Конрада явно дисгармоничны между собой: поверхность Мохо погружается в зонах Тагило-Магнитогорского прогиба и Восточно-Уральского поднятия, поверхность Конрада поднимается в тех же зонах.

Над базальтовым слоем лежит переходный – диоритовый (гранулитовый) слой. Максимальная мощность этого слоя от 10 до 12 км намечается в восточной части Русской платформы, в Западно-Уральской внешней зоне складчатости, а также в зоне Восточно-Уральского прогиба, минимальная от 3 до 5км – в зонах Предуральского прогиба, Восточно-Уральского и Зауральского антиклинориев, а также в зонах Тюменско-Кустанайского прогиба.

Сиалический слой в Уральском регионе вырисовывается по геофизическим данным достаточно четко. В восточной части Русской платформы ему отвечает раннедокембрийский кристаллический существенно гнейсо – гранитовый фундамент. По этим данным (в основном магнитометрическим и частью гравиметрическим), структуры фундамента подходят с запада к Уралу в субширотном и близких к ним направлениях и пересекают Предуральский прогиб, Западно-Уральскую внешность зону складчатости и Центрально Уральское поднятие, обрываясь у западной границы Тагило-Магнитогорского прогиба.

В крайней восточной части Русской платформы, в Среднем Приуралье ( в зоне Камско-Башкирского поднятия) поверхность древнего кристаллического фундамента образует широкий Камско-Айский увал, вытянутый с северосеверо-запада на юго-юго-восток и на юг. В районе Кара-Тау глубина этой депрессии от 10 до 11 км, но в районе широтного течения р. Урал эта депрессия постепенно выполаживается и замыкается.

К востоку от Центрально-Уральского поднятия в области Уральской палеозойской эвгеосинклинали древний кристаллический фундамент с его «доуральскими» субширотными структурами не прослеживается. До возникновения и развития палеозойской эвгеосинклинали древний фундамент различной мощности (может быть, меньшей, чем на западе) распространялся и на эту область, по крайней мере в пределах Южного и большей части Среднего Урала. Однако при развитии эвгеосинклинали он, по-видимому, был почти полностью переработан с развитием в нем новых основных структурных форм, подчиненных главным субмеридиональным тектоническим направлениям Урала.

Сиалический слой в области эвгеосинклинали представляет собой в значительной мере переработанный, древний кристаллический фундамент, при этом наиболее значительная его переработка с выплавлением больших масс гранитной магмы относится к зонам поднятий.

К сиалическому слою земной коры в области Уральской палеозойской эвгеосинклинали приходится относить сравнительно широко развитые в зонах поднятий мигматиты, гранито-гнейсы и крупные массивы гранитов. Максимальные мощности сиалического слоя в таком объеме относятся в рассматриваемой области к зонам поднятий и составляют от 8 до 14 км.

В Уральском регионе мощность древнего гнейсово-гранитового фундамента, составляющего «первичный» сиалический слой земной коры, по крайней мере основную его часть, уменьшалась с запада от Русской платформы на восток в сторону Западно-Сибирской плиты. В ТагилоМагнитогорском прогибе в зоне резкого поднятия базальтового слоя, сиалический слой, по данным геофизики, резко утончается, а на Среднем Урале в этой зоне прерывается.

Верхняя, осадочная, оболочка земной коры в рассматриваемом регионе наиболее просто устроена в восточной части Русской платформы. Здесь на раннедокембрийском кристаллическом фундаменте залегают отложения нижнебавлинской серии платформенного типа различной мощности, которые по возрасту условно рассматриваются как верхнепротерозойские. Все перечисленные платформенные отложения не дислоцированы или слабо дислоцированы и залегают горизонтально или почти горизонтально. В Предуральском прогибе с запада на восток степень дислоцированности всех этих отложений постепенно усиливается, и в восточном крыле прогиба они приобретают сложноскладчатое строение, приближающееся к строению палеозойских толщ Западно-Уральской внешней зоны линейной складчатости.

Доордовикские, но послерифейские образования с широко развитыми вулканогенными породами толеитового ряда представляют собой типичный геосинклинальный комплекс.

Весь комплекс рифейско-кембрийских толщ образует крупный геоструктурный этаж, отвечающий полному циклу геосинклинального развития древнего уральского подвижного пояса. Весь этот комплекс сложно дислоцирован с образованием различных по форме и размерам складок и разбит множеством разрывных нарушений различного характера.

На рифейско-кембрийском комплексе пород с повсеместным стратиграфическим и часто с резким угловым несогласием залегают ордовикские терригенные и карбонатные отложения, выше которых обычно согласно лежат силурийские и нижнедевонские отложения.

В Западно-Уральской внешней зоне складчатости средне– и позднепалеозойские отложения собраны в очень сложные складки в основном линейного типа, часто изоклинальные и опрокинутые на запад. Еще сложнее устроена верхняя осадочная оболочка земной коры на восточном склоне Урала и в Зауралье, в области Уральской палеозойской (ордовикско-позднепалеозойской) эвгеосинклинали.

Весь комплекс ордовикско-нижнекаменноугольных отложений является типичным эвгеосинклинальным.

В этом комплексе отложений в большей части эвгеосинклинали выделяются три структурных яруса, соответствующих трем этапам седиментации, магматизма и в целом развития эвгеосинклинали: ордовикскораннедевонский, среднедевонско-раннетурнейский и позднетурнейскосерпуховский.

Указанные крупнейшие структуры первого порядка расчленяются также на очень крупные и сложные положительные и отрицательные структуры второго порядка – мегантиклинории и мегасинклинории.

Среди разрывных нарушений наиболее крупными и имеющими важное значение в строении восточного склона Урала и в развитии Уральской палеозойской эвгеосинклинали являются глубинные разломы с приуроченными к ним интрузиями ультроосновных пород.

Многочисленны дизъюнктивные нарушения относительно неглубокого заложения. Большая их часть имеет субмеридиональное простирание и крутое падение на восток и запад.

Дизъюнктивные нарушения отмеченных типов развиваются в крыльях складчатых структур, иногда разграничивают их и обуславливают развитие грабенсиклиналей и горстантиклиналей.

Картина сложности строения верхней осадочной оболочки земной коры в области Уральской палеозойской эвгеосинклинали дополняется и значительно усиливается широким распространением крупных и мелких интрузий ультраосновной, основной и кислой магмы. Интрузии ультраосновной (главным образом дунит-гарцбургитовой) магмы приурочены к глубинным разломам и образуют целые пояса и цепи массивов. Главнейшие из этих поясов: Салатимский, расположенный в западном крыле Тагильского мегасинклинория на Среднем и Северном Урале, затем лежащие на его продолжении к северу Войкаро-Собский на Приполярном и Полярном Урале и к югу Таловско-Кимперсайский, Серовско-Маукский в восточном крыле Тагильского мегасинклинория и Сугомакско-Кацбахский в восточном крыле Магнитогорского мегасинклинория; Первомайский в Свердловском мегасинклинории, Непряхинский и Бишкильский в АрмильскоСухтелинском мегасинклинории; Сусанский (Алапаевский), Асбестовский, Муслюмовско-Красногорский и Успеновско-Павловский в западном крыле Восточно-Уральского прогиба; Тарутинско-Наследницкий в восточном крыле того же прогиба на Южном Урале и некоторые меньшие по размерам пояса в более восточных зонах.

Войкаро-Собский, Салатимский и Таловско-Кемпирсайский поясы располагаются в одной и той же зоне и даже в одной подзоне – в западном крыле Тагило-Магнитогорского прогиба, в сущности они могут, рассматриваться как единый хотя и прерывистый пояс, протягивающийся почти на 200 км. Точно также можно рассматривать Серовсо-Маукский и Сугомакско-Кацбахский пояс, располагающийся в восточном крыле того же прогиба и протягивающийся почти на 1000 км. Примерно так же располагается в одних и тех же зонах и некоторые другие пояса, протягивающиеся на расстояние от 250 до 500 км.

Все эти пояса пересекают крупные структуры, приобретая на современной поверхности вид гигантских дайковых интрузий, хотя формы определенных массивов крайне различны: дайкоподобные тела, гарполиты и др. От этих крупных поясов отходят многочисленные ответвления, частью также секущие вмещающие породы несогласно, частью в виде силлов, а большинство в виде согласных залежей и факолитов различной формы, подчиненных в залегании складчатости вмещающих толщ и повторяющих в плане формы их складчатых изгибов.

Наиболее значительный пояс основных интрузивных пород – Платиноносный габбровый, протягивающийся в западном крыле ТагилоМагнитогорского прогиба от Полярного до Среднего Урала и имеющий продолжение в виде отдельных небольших массивов на Южном Урале. В этом поясе кроме габброидных пород присутствуют в виде небольших массивов дуниты и по-видимому, развивающиеся по ним пироксениты, а также другие метасоматиты. Нередко такие массивы имеют концентрически зональное строение с ядрами дунитов в центре и пироксенитами, а также габброидными породами по периферии (гора Соловьева, Кытлымские массивы).

С габброидными породами Платиноносного пояса тесно пространственно и видимо, генетически связаны кислые интрузивные породы натрового ряда (кварцевые диориты, плагиограниты) и кали-натрового (гранодиориты, граниты); в некоторых местах особенно в Кушвинском и Тагильском районах, с габбро ассоциируют сиениты. Большинство массивов кислых интрузивных пород Платиноносного пояса лежит к востоку от массивов габбро, но на Приполярном и Полярном Урале наблюдается более сложное взаиморасположение тех и других. Весь комплекс пород Платиноносного пояса на Среднем Урале датируется в диапазоне силура – раннего девона с достаточно четкой последовательностью их формирования: ультраосновные, затем основные и наиболее молодые кислые породы.

Такие же ассоциации интрузивных пород развиты во многих других районах восточного склона Урала и Зауралья. В некоторых зонах и подзонах они образуют поясы массивов: Нертурский, Бурмантовский на Приполярном и Северном Урале, Катабинско-Ежовкий, Петрокаменский, Балтымский, Уктусский, Александровский на Северном Урале, Магнитогорский и другие на Южном Урале и в Мугоджарах. Но все они менее непрерывны и четко выражены, чем Платиноносный пояс, и скорее представляют цепи разобщенных массивов средних и небольших размеров, обычно лежащих на продолжении друг друга в пределах одной цепи. Возрастные взаимоотношения пород внутри этих поясов остаются обычно теми же, что и внутри Платиноносного пояса, но поясы в целом имеют различный возраст от силура до раннего карбона. Дунито-пироксенито-габбровые массивы, подобные массивам Платиноносного пояса (гора Соловьева, Кытлымские), устанавливаются в некоторых восточных зонах: Уктусский массив в Арсинско-Амурском синклинории на Южном Урале.

Как в силуре и девоне, так и в раннем карбоне достаточно надежно устанавливается комагматичность отмеченных интрузивных основных и кислых пород с эффузивами тех же возрастов. В большей части эффузивные формации по времени их образования опережают свои интрузивные комагматы, хотя местами этот разрыв во времени оказывается очень небольшим.

Принадлежность отмеченных кислых эффузивных (кварцевых альбитофиров, трахитовых, трахито-липаритовых и липаритовых порфиров) и интрузивных пород (кварцевых диоритов, плагиогранитов, гранодиоритов, гранитов и сиенитов) к базальтоидным формациям (продуктам базальтоидного магматизма) устанавливается не только пространственной их близостью к основным породам (диабазам, спилитам, базальтовым порфиритам и габброидам), но и постепенным переходам между теми и другими и существованию непрерывных серий: в эффузивах – базальтандезит-дацитовых, в интрузивах–габбро-диоритовых, диоритовых – кварцеводиоритовых, плагиогранитных или габбро-диорит-гранодиоритгранитных, а также габбро-сиенит-диоритовых.

Образование перечисленных ультробазитовых и базальтоидных формаций относится к этапам геосинклинального развития Урала в палеозое. Некоторые из эффузивных (порфиритовые, трахитовые), а также габброидные интрузивные формации относятся к стадиям частных стабилизаций и частных инверсий, поэтому по характеру и составу они приближаются к орогенным и посторогенным формациям.

Чрезвычайно широко развитые в области Уральской палеозойской эвгеосинклинали позднепалеозойские гранитоиды относятся к этапу общей инверсии эвгеосинклинали, являются продуктами сиалического магматизма и составляют единую варисскую гранитную формацию. Крупные и многочисленные мелкие интрузии этих гранитоидов приурочены, в основном, к большим поднятиям, к подзонам антиклинальных структур и к конкретным антиклинальным структурам. Тем самым обуславливается распределение гранитоидных массивов в виде крупных поясов: Верхотурско-Верх–Исетского, Сысертско-Ильменогорского, СосьвинскоКоневского, Челябинско-Суундукского, Адамовско-Мугоджарского, Красногвардейско-Камышловского, Шаимского, Ницинско-Шадринского, Прииргизского. По геофизическим данным, интрузии гранитоидов этой формации корнями связаны с сиалическим слоем земной коры. При этом большинство крупных массивов приближается к батолитоподобным формам, мелкие же массивы и тела имеют различные формы: акмолиты, лакколиты, штоки и др.

В варисских гранитоидах Урала устанавливаются более тесные асоциации, которые можно рассматривать как отдельные формации или (что, по мнению, И.Д.Соболева и Д.С.Штейнберга более логично) как субформации; наиболее четко выделяются гранодиоритовая, гранитовая и аляскитовая (лейкогранитовая) субформации. В каждой из этих субформаций развиты различные гранитоиды как фациальные разности, но обычно при явном преобладании тех из них, по которым определяются названные субформации. Различные субформации слагают или части крупных массивов, или отдельные массивы. Но всюду или почти всюду устанавливается более раннее формирование гранодиоритовой субформации, затем следует собственно гранитовая, и более поздней является аляскитовая. Эти субформации отвечают разным субфазам тектогенеза и магматизма.

В особую субформацию (или формацию) можно выделить мигматитгранитовую (или гнейсово-гранитовую), формирование которой происходило в течение длительного времени ( со второй половины среднего палеозоя). В образовании этой субформации ведущую роль, по видимому, играли процессы метаморфизма и метасоматизма (небулиты) и подчиненную роль процессы частичного выплавления и кристаллизации выплавленных частей (анатектиты,). Образование мигматит-гранитовой и собственно магматических (интрузивных) гранитоидных субформаций обусловлено общими причинами: значительной активностью сиалического слоя, крупными тектоническими движениями и нарушением равновесия в этом слое и в низах верхней осадочной оболочки земной коры в стадии общей инверсии эвгеосинклинали и образования крупных поднятий и антиклинальных структур.

В особую субформацию выделяется также миаскитовая субформация, ограниченно распространенная (Вишневогорско-Ильменогорский, Мугоджарские комплексы), хотя вопрос о самостоятельности этой субформации еще не решен. По времени образования она находится между гранитовой и лейкогранитовой субформациями (домиаскитовыми и послемиаскитовыми гранитами в Вишневогорско – Ильменогорском комплексе). Каждая из рассматриваемых магматических формаций и субформаций геосинклинальных и орогенных этапов развития Урала характеризуется особой геохимической и металлогенической специализацией.

19.2 Центральный Казахстан (Рисунок А.5)

Четко разделяется на две области по своей тектонической истории. Первая охватывает Центральный Казахстан и включает его юго-западную, западную и северо-восточную окраины. В этой зоне породы каледонского цикла разделяются на два комплекса. Нижний охватывает кембрий и ордовик, верхний – силур и нижний девон. Нижний кембрий сложен кварцитами, известняками, яшмами, различными вулканическими породами от основного до среднего состава. Средний и верхний кембрий сложены переслаиванием конгломератов, песчаников, сланцев, известняков. Ордовик в основании имеет основные эффузивы, туфы, туфопесчаники, выше – прослои известняков и кремнистых сланцев. Завершается разрез ордовика граувакковыми песчаниками.

Породы верхнего комплекса залегают в синклинориях. Силур почти полностью отсутствует. Нижний и средний девон представлены мощными лавовыми толщами разного состава, туфами, туфопесчаникаими, конгломератами, глинистыми и кремнистыми сланцами с прослоями известняков. Каледонская геосинклиналь Центрального Казахстана была расчленена на интрагеосинклинали и интрагеоантиклинали. В интрагеосинклинориях ( межгорных прогибах) происходило накопление осадков в продолжении девона, карбона и перми. Девон и нижний карбон сложены в основном известняками. Средний, верхний карбон и пермь сложены терригенными отложениями, часто красноцветными континентального происхождения. Эти отложения залегают спокойно, почти горизонтально ( Джезказган, Тенгисская впадина ). Геосинклинальное развитие Центрального Казахстана завершилось в каледонском цикле. Гранитные интрузии здесь имеют возраст не моложе нижнего палеозоя. Далее наступил режим молодой платформы.

Внутренняя часть Центрального Казахстана отличается большими мощностями отложений и значительным развитием вулканитов. Отложения девона и карбона подверглись активной складчатости, пронизаны интрузиями гранитоидов верхнепалеозойского возраста. Это типичная герцинская геосинклинальная система. Центральным поднятием здесь является Балхашсский антиклинорий северо-западного простирания, в ядре которого обнажаются нижнепалеозойские породы, а на крыльях залегает нижний карбон.

19.3 Тянь – Шань

Северный Тянь-Шань относится к каледонскому циклу тектогенеза. Каледонская геосинклиналь включает Малый Каратау, Киргизский хребет, Таласский Улутау, Заилийский Каратау, Кунгей – Алатау. Большое прогибание было здесь в кембрии и ордовике, когда накапливались мощные толщи песчано-глинистых отложений. Далее сформировались центральные поднятия и нижнепалеозойские породы были смяты в голоморфные складки, пронизанные гранитоидными батолитами. Девон и карбон представлены маломощными континентальными и лагунными отложениями, слабо дислоцированными.

Средний и Южный Тянь-Шань, хребет Большой Каратау и ЧаткальскоНарынская зона, расположенная к северу от Ферганской депрессии, хребты Зеравшанский, Туркестанский, Гиссарский, Алайский, расположенные к югу от той же депрессии, принадлежат к герцинской геосинклинали, где большие прогибания развивались до нижнего карбона включительно, а с конца нижнего карбона формировались центральные поднятия, проявилась складчатость и произошли внедрения крупных гранитных интрузий. Ферганская депрессия представляет в этой системе интрагеосинклиналь, превратившуюся в межгорный прогиб, активно прогибавшийся начиная со среднего карбона на фоне роста вокруг центральных поднятий.

Каледонский и герцинский Тянь-Шань отделены друг от друга «линией Николаева» – глубинным разломом. Альпийский цикл для Тянь-Шаня является временем платформенных и парагеосинклинальных условий, которые в конце палеогена сменились режимом тектонической активизации.

Своеобразное положение занимает Ферганский хребет. После завершения герцинского цикла совместно с соседней Нарынской зоной здесь образовался глубинный Талассо-Ферганский разлом, вдоль которого в юрское время возник приразломный прогиб с мощным накоплением юрских осадков и инверсией в конце юры, сопровождающейся складчатостью.