Текст книги "Геотектоника и геодинамика"

19.4 Алтае-Саянская область

Эта область, расположена к востоку от Тянь-Шаня и охватывает Рудный и Горный Алтай, Западный Саян, Салаир, Томь-Колыванские горы, Кузнецкий Алатау, Горную Шорию. На этой огромной территории проявились как каледонские, так и герцинские геосинклинальные условия, но на большей территории они завершились в каледонском цикле. В Западном Саяне, Горном Алтае и Салаире в кембрии и ордовике происходило интенсивное прогибание земной коры с накоплением мощных толщ песчано-глинистых и карбонатных пород, содержащих большое количество покровов вулканитов основного состава. Одновременно в западной части Восточного Саяна, в районе Минусинской котловины, в Кузнецком Алатау, Горной Шории, в Центальной Туве формировался сильно сокращенный разрез кембрия, а ордовик вообще отсутствует. Следовательно, в каледонском цикле здесь существовыли две интрагеосинклинали и две интригеоантиклинали. В центре этих выпуклых к северу дуг лежит Центрально-Тувинская интрагеоантиклиналь. Кроме того здесь выделяются интрагеосинклиналь Западного Саяна, интрагеоантиклинали Восточного Саяна, Горной Шории, Анюйско – Чуйская депрессия. В интрагеосинклиналях отсутствуют отложения силурийского возраста. В межгорных прогибах накапливались молассовые формации силура – красноцветные конгломераты, песчаники мощностью 2 км., а девонские красноцветные отложения имеют мощность в несколько километров. В Горной Шории и в западной части Восточного Саяна в конце девона началось опускание изолированных прогибов (Минусинская котловина), где накапливались позднедевонские красноцветные континентальные и лагунные отложения и вулканитов мощностью до 6 км. Другой такой прогиб возник на месте Анюйско-Чуйской депрессии с континентальными красноцветными отложениями мощностью до 4 км. Итак, в конце ордовика в Алтае-Саянской области проявилась частная инверсия с образованием центральных поднятий на месте интрагеосинклиналей и межгорных прогибов на месте интрагеоантиклиналей. Породы центральных поднятий интенсивно смяты в складки, а среднепалеозойские толщи прогибов испытали лишь глыбовые дислокации. Начиная с девона стал прогибаться Кузнецкий бассейн в виде межгорных прогибов.

Парагеосинклинальный характер герцинид ярко проявился в салаире. Здесь накапливались мошные толщи девона и нижнего карбона, изогнутые позже в крупные сундучные складки, пронизанные малыми интрузиями гранитоидов.

По границе Рудного и Горного Алтая, внутри Рудного Алтая образовались несколько продольных глубинных разломов, в зонах которых проявились интенсивное смятие пород и метаморфизм. Тектоническая зона Рудного Алтая имеет простирание с юго-востока на северо-запад. Скрывшись под молодыми осадками Западно-Сибирской низменности, эта зона под прямым углом поворачивает на северо-восток и обнажается в Томь-Колыванских горах. Здесь снова интрагеосинклиналь поворачивает на северо-запад и опять погружается под молодые осадки вдоль р.Оби.

С конца нижнего карбона в Кузнецком бассейне накапливается многокилометровая песчано-глинистая угленосная толща, охватившая не только карбон, но и всю пермь. Вблизи поднятий породы интенсивно смяты в складки В альпийском цикле Алтае-Саянская область находится в платформенной стадии.

19.5 Памир

В пределах Памира выделяются следующие зоны с севера на юг: Таджикская депрессия, северный Памир, Центральный и южный Памир. Северный Памир, включающий хребты Дарваз и Заалайский, в герцинском цикле представлял собой интрагеосинклиналь, в которой накопились мощные толщи среднепалеозойских геосинклинальных осадков. В конце нижнего карбона в этой зоне образовалось центральное поднятие, к северу и югу от которого накапливались молассовые отложения особенно пермского возраста. Центральное поднятие расширялось к северу и югу от него формировались предгорные прогибы. В результате сформировались Таджикская депрессия на севере и Центральный Памир. Постепенно Таджикская депрессия превратилась в межгорный прогиб, который сохранялся и в альпийском цикле тектогенеза. Здесь накопились мощные толщи мезо-кайнозоя. По краям Таджикской депрессии накапливались триасовые и нижнеюрские красноцветные континентальные и лагунные толщи. В центральной части депрессии происходило чередование континентальных и морских отложений. Верхняя юра представлена карбонатными морскими фациями. Общая мощность юры – 2000 м. Отложения мела представлены глинами, мергелями морского, а к востоку – лагунно-континентального происхождения. Мезозойские и кайнозойские отложения Таджикской депрессии дислоцированы в крупные складки. Центральный Памир в среднем палеозое представлял собой поднятую территорию, слагая крупную интрагеоантиклиналь, охватывающую и Южный Памир. В Центральном Памире присутствуют и вулканиты, но в основной массе здесь терригенные толщи, известняки и мергели. Южный Памир – это устойчивая интрагеосинклиналь типа срединного массива, на поверхность которого выходят древние граниты гнейсы и кристаллические сланцы.

Вместе с Тянь – Шанем в неогене и в четвертичное время Памир подвергся тектонической активизации.

19.6 Восточное Забайкалье

На небольшой площади Восточного Забайкалья выделяется прогиб, выполненный юрскими песчано-сланцевыми отложениями мощностью до 3500 м. На юго-западе этот прогиб обрезается разломом, отделяющим его от Айгинского поднятия, сложенного породами палеозоя. В верхней юре здесь произошло поднятие, регрессия моря и накопление континентальных отложений. Нижне– и среднеюрские отложения смяты в складки. Нижнемеловые отложения представлены песчаниками, конгломератами, сланцами, углями, вулканическими лавами и туфами, накопление которых происходило в узких грабенообразных прогибах. Все это – продукт альпийской геосинклинали.

19.7 Сихотэ–Алинь

В герцинское время здесь существовала интрагеосинклиналь, которая активно прогибалась в карбоне и нижней перми. В это время здесь накопилась песчано-глинистая толща мощностью до 8000 м. К западу, в районе озера Ханка и реки Уссури существовала интрагеоантиклиналь. В конце нижней перми в синклинальной зоне сформировалось центральное поднятие, которое в наше время представляет Сихотэ – Алинский антиклинорий. По обе стороны от него образовались предгорные прогибы, в которых накапливались флишевые толщи, известняки и эффузивы верхней перми. Образование центрального поднятия в конце герцинского цикла тектогенеза сопровождалось интенсивным складкообразованием и гранитным магматизмом. Сильная складчатость проявилась в конце юры, в мелу – это новый гранитный магматизм. Важную роль в этом регионе играют глубинные разломы, разделяющие тектонические зоны.

19.8 Северо – Восток Евразии

Центральное положение в этом обширном регионе занимает Колымский срединный массив, в альпийском цикле представляющий крупную интрагеоантиклиналь. В хребтах Приколымском, Тасхаятах, Селеняхском, Полоусненском и Черского на поверхность выходят дислоцированные обломочные и вулканогенне палеозойские породы. Средняя часть массива опущена и сложена морскими и вулканогенными отложениями юры, угленосными континентальными отложениями нижнего мела, вулканогенными отложениями верхнего мела и палеогена. Общая мощность отложений юры и мела около 5000 м., они смяты в спокойные пологие складки и флексуры. Продолжением Колымского массива является Омолонский массив и далее –Тайгоносский массив, где к поверхности выходят древние докембрийские сильно метаморфизованные породы. Основная геосинклиналь располагается между Верхоянским хребтом на западе и Колымским массивом на востоке. В ней развита песчано-глинистая флишеподобная «верхоянская» толща перми, триаса и юры. В нижней перми произошло прогибание вдоль оси Верхоянского хребта, а в верхней перми наоборот, поднятие в осевой части Верхоянского хребта. В триасе накапливались красноцветные терригенные толщи. В юрское время здесь накапливались мощные (до 3500м. )угленосные толщи.

К востоку от Колымского срединного массива вдоль берега Северного Ледовитого океана располагается Анюйско-Чукотская тектоническая зона. Крайняя северо-восточная часть Чукотского полуострова представляет собой еще один древний массив с выходами докембрийских и палеозойских пород. Это интрагеоантиклиналь в альпийской структуре.

19.9 Области тектонической активизации и океанизации (Рисунок А.6)

Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Байкальское нагорье и Забайкалье подверглись альпийской активизации. Области, прекратившие свое геосинклинальное развитие в герцинском и даже в каледонском циклах тектогенеза, в неогене испытали возобновление очень контрастных вертикальных движений земной коры. Особенно ярко эти процессы проявились в развитии Байкальского нагорья и Западного Забайкалья. С нижней юры в Забайкалье возникают протяженные и узкие впадины северо-восточного простирания, ограниченные сбросами или крутыми флексурами и выполненные континентальными угленосными отложениями юры, нижнего мела, в переслаивании с базальтовыми лавами и туфами. Участки, расположенные между этими впадинами, представлены горстообразными поднятиями. Для впадин характерно наличие глыбовых конгломератов, что указывает на наличие в прошлом высоких горных сооружений. Дальнейшее развитие явлений активизации здесь проявилось в неогене и в четвертичное время. В это время на фоне большого байкальского нагорья возникла система крупных грабенов, среди которых – огромный грабен ( континентальный рифт ) Байкала.

Области, примыкающие к Тихому океану, находятся в сфере процессов океанизации. Это Охотский вулканогенный пояс, протянувшийся от Чукотки вдоль берега Охотского моря и далее на юг вдоль всего берега Приморья. Активное прогибание здесь началось в юре и развивалось в меловом периоде и палеогене. В это время происходили огромные излияния лав, переслаивающихся с озерными отложениями. Внедрялись многочисленные интрузии от габбро-диоритового до плагиогранитного состава. Вулканические извержения носили андезитовый и липаритовый состав. Формирование этой огромной по протяженности полосы связывается с образованием Тихого океана. Именно начиная с мела он испытывал значительные погружения. Именно здесь, очевидно, проходил мощный глубинный разлом, определивший западную границу океана.

Остров Сахалин имеет сложную историю. С конца герцинского цикла и до конца нижнего мела территория Сахалина входила в состав поднятия, располагавшегося к востоку от геосинклинали в Приморье, развитие которой завершилось воздыманием и складчатостью. Вслед за этим западная и южная части Сахалина и весь северный Сахалин начали прогибаться. Только в восточной части Сахалина сохранялось устойчивое поднятие. На широте г.Углегорска устанавливается континентальный режим, приведший к накоплению угленосных толщ. Только в южной и средней частях Сахалин можно считать принадлежащим к нормальной геосинклинальной зоне, которая является продолжением к северу Японской геосинклинали. Эта геоинклинальная зона выклинивается к северу.

В зоне океанизации лежат Камчатка и Курильские острова. В своем происхождении, по мнению В.В.Белоусова, Курилы представляют собой вулканическую дугу, связанную с образованием глубинного разлома, по которому поднимаются продукты вулканизма и около которого происходят вертикальные тектонические движения, приводящие к накоплению верхнемеловых и третичных осадочных отложений. В пределах Курильских островов проявился базальтовый и андезитовый вулканизм. В третичное время формируются многочисленные интрузии кислого и среднего состава. По тектоническим нарушениям сбросового типа сформированы многочисленные блоки. В настоящее время северная часть Курильской дуги испытывает опускание, что связано с опусканием южной части Охотского моря..

Более сложно выглядит тектоника Камчатки. В герцинском цикле здесь располагалась геосинклиналь ( Белоусов, 1955 ). Возможно, что ее простирание не отвечало современной форме полуострова. Альпийское развитие здесь началось с верхнего мела, когда начали накапливаться мощные вулканогенные толщи. Обломочные, морские и континентальные палеогеновые толщи накапливались в западной части полуострова, а преимущественно туфогенные в восточной его части. Море ушло с территории Камчатки в верхнем неогене. Мощности третичных и четвертичных отложений исчисляются несколькими километрами. В древнечетвертичное время активная вулканическая деятельность была приурочена к Срединному Камчатскому хребту, а на современном этапе она сосредоточилась на восточной окраине полуострова. Андезитовые и базальтовые излияния формировались на выровненных поверхностях неогеновых плато. На западном побережье полуострова господствуют сундучные складки глыбового происхождения. В других местах наблюдаются крупные пологие сводовые поднятия и депрессии. И только на севере, в Корякском хребте, известны более интенсивные дислокации меловых и неогеновых пород геосинклинального характера.

Иначе трактуют происхождение Курильской гряды сторонники концепции тектоники литосферных плит. По их представлениям это результат субдукции океанической коры, ее погружения под континентальную. При этом в зоне Заварицкого – Беньофа образуются глубинные разломы, рассекающие как океаническую, так и континентальную кору, и явившиеся каналами для движения магматических масс. По указанной концепции не исключается и вариант, при котором возникновение вулканов – это результат активизации «горячих точек».

20 Краткий обзор тектоники крупнейших регионов мира

20.1 Азия [ 1], ( Рисунок 7)

Альпийская складчатая зона в пределах зарубежной Азии протягивается через Турцию, Иран, Афганистан и Пакистан, Гималаи и частично Тибет, Бирму, о-ва Индонезии, Японию.

В пределах Турции эта геосинклиналь разделяется на широкую интрагеоантиклиналь (срединный массив) в середине и две интрагеосинклинали – Таврскую и Анатолийскую (или Понтийскую) – к югу и северу от нее. Срединный массив несет в своем строении все признаки герцинского развития. Он Сложен смятыми в складки и пронизанными гранитными интрузиями допалеозойскими и палеозойскими породами вплоть до нижнего карбона включительно. В конце нижнего карбона здесь образовалось герцинское центральное поднятие, ограниченное с севера и юга межгорными прогибами. Воздымание центрального поднятия было неравномерным. Выделяются Эгейский массив на западе Малой Азии и Галатский массив в ее центральной части как области наибольшего поднятия. Герцинское центральное поднятие в альпийском цикле стало интрагеоантиклиналью, а межгорные прогибы в альпийском цикле развивались как интрагеосинклинали. Между указанными Эгейским и Галатским массивами, в провинции Писидия, находящейся в юго-западной части Малой Азии, Таврская альпийская интрагеосинклиналь образует дугу, далеко выходящую на север.

Таврская и Анатолийская интрагеосинклинали прогибались с соответствующим накоплением осадков в течение триаса, юры и мела. Инверсия в них произошла в конце мела, когда в краевых прогибах стал накапливаться флиш, относящийся к концу верхнего мела и эоцену. Олигоцен представлен лагунными и молассовыми отложениями. В стадию дальнейшего горообразования в миоцене и плиоцене на срединном массиве формировались изолированные озерные впадины, намечающие частичное превращение этой в общем устойчивой интрагеоантиклинали в межгорный прогиб. В результате раздробления и обрушения части срединного массива, в плиоцене произошло образование Эгейского моря с его архипелагом островов. Это обрушение сопровождалось вулканическими явлениями, продолжающимися в некоторых местах до сих пор.

Таким образом, Турция в тектоническом отношении является продолжением Балканского полуострова, а ее срединный массив – продолжением Венгерского и Македонско-Родопского массивов.

Та же схема строения альпийской геосинклинали сохраняется в Иране. Центрально-Иранское плоскогорье соответствует широкой интрагеоантиклинали (срединному массиву), образовавшемуся на месте герцинского центрального поднятия, а к северу и к югу от него распологаются интрагеосинклинали, превратившиеся в конце альпийского цикла в складчатые хребты. На севере – это хребет Эребус, переходящий к востоку в Хорасанские горы, а на юге – Загросские горы. Некоторое представление о развитии и строении северной ветви альпийской геосинклинали на этом ее отрезке можно получить из рассмотрения тектоники Туркмено-Хорасанских гор, приведенного в предыдущей главе. Сведения о геологическом строении Загросских гор слишком отрывочны.

Альпийская геосинклиналь ограничена на этом участке, как и в других случаях, передовыми прогибами. Большой практический интерес, в связи со своими богатыми нефтяными месторождениями, представляет южный передовой прогиб – Месопотамский. Его геологический разрез состоит из многокилометровой толщи эоценового флиша, лагунных отложений олигоцена и миоцена, континентальных молассовых отложений плиоцена. Здесь развита идиоморфная складчатость, глыбовая и нагнетания.

Месопотамский передовой прогиб с территории Ирана переходит к юговостоку на территорию Ирака. Здесь его средняя часть занята современными аллювиальными отложениями рек Тигра и Евфрата. Озерные миоценовые и плиоценовые отложения выполняют отдельные прогибы на ЦентральноИранском плато. Среди них присутствуют эффузивные и интрузивные породы.

Территория Афганистана и Западного Пакистана, куда продолжается альпийская геосинклиналь, является наименее изученной частью Азии. Между тем, она представляет особый интерес в связи с происходящим в ее пределах изменением относительной роли в современном строении герцинской и альпийской тектоники. До сих пор, начиная от Альп в Европе и кончая Ираном, центральное поднятие герцинского цикла проявляло себя в альпийском цикле в качестве интрагеоантиклинали, которая полностью или частично опускалась в конце цикла, превращаясь в межгорный прогиб. В Афганистане этот межгорный прогиб сменяется по простиранию высоким горным хр. Гиндукуша, который дальше к востоку переходит в хр. Каракорума. Оба эти хребта сложены допалеозойскими и палеозойскими сильно дислоцированными и прорванными большими гранитными интрузиями породами. Тектонически они явно представляют собой герцинские центральные поднятия и, таким образом, являются непосредственно продолжением Венгерского, Македонско-Родопского, Турецкого и Иранского срединных массивов. Но здесь, в Гиндукуше и Каракоруме, герцинское центральное поднятие сохранило свое поднятие в течение всего альпийского цикла, а в самое последнее время его поднятие было еще более интенсивным благодаря влиянию тектонической активизации. То, что центральное поднятие герцинского цикла, перешедшее в альпийский цикл в качестве интрагеоантиклинали, не испытало превращения в конце альпийского цикла в межгорный прогиб, можно связать со слабостью развития альпийской геосинклинали на этом ее отрезке, т. е. на Памире на севере и в Пенджабе на юге. О слабом развитии альпийской геосинклинали на Памире, где тектонический режим имеет, возможно, характер парагеосинклинального, говорилось в предыдущем разделе. ЮжноПамирский массив, игравший роль интрагеоантиклинали по отношению к альпийскому прогибу Центрального Памира, принадлежит к той же системе древних поднятий Гиндукуша и Каракорума. Ослабление альпийского геосинклинального развития наблюдается в том месте, где вся альпийская геосинклиналь чрезвычайно сужена – против так называемого «Пенджабского клина», вдающегося в геосинклиналь с юга, со стороны платформы Индостана. С позиций контракционной гипотезы, а также гипотез мобилизма (плавания материков) предполагалось, что этот пережим альпийской геосинклинали вызван особенно сильным сжатием ее между сдвигающимися платформами – Индийской на юге и «Ангарской» на севере. Степень дислоцированности мезо-кайнозойских пород на этом отрезке геосинклинали свидетельствует как раз об обратном – о малой интенсивности тектонических сил, действовавших в течение альпийского цикла.

Продолжение альпийской геосинклинали и соответствующей складчатой зоны лежит в Гималаях и Тибете. Если альпийский возраст современной складчатой структуры Гималаев не подлежит сомнению, хотя формы этой структуры почти неизвестны, то относительно Тибета сохраняются неясности.

Состояние изученности Гималаев таково, что нет возможности представить их развитие даже в самых существенных деталях. Ясно, что в их зоне происходило геосинклинальное накопление отложений как каледонского и герцинского, так и альпийского циклов. Каковы взаимоотношения между этими циклами и условия перехода от одного к другому, неизвестно. Но несомненно, что поднятие альпийского цикла началось в конце эоцена. В начале олигоцена уже сформировался ИндоГангский передовой прогиб, в котором накапливались мощнейшие толщи олигоценового морского флиша и неогеновой континентальной молассы. Складчатые дислокации в Гималаях очень сложны.

В конце палеозоя – начале мезозоя закончила свое развитие поднятием герцинская геосинклиналь, которая занимала п-ов Индокитай, Малаккский полуостров и часть о-ва Борнео. У подножия этого поднятия со стороны современного Индийского океана образовался краевой прогиб, который в альпийском цикле развивался как интрагеосинклиналь. Этот прогиб протягивался через современную горную часть Суматры, Яву и многочисленные мелкие о-ва Индонезии (Бали, Ломбок, Сумбава, Флорес, Сумба, Тимор, Танимбара, Церам), образующие вытянунутую к востоку дугу, окружающую море Банда, и заканчивающуюся на Целебесе. В интрагеосинклинали накапливались мезозойские отложения вплоть до верхнего мела. Среди этих отложений развиты как песчано-глинистые (флишевые) толщи, преобладающие в нижней части разреза, так и известняковые. В это время с севера этот прогиб был ограничен поднятием, которое занимало северо-восточную часть Суматры. Инверсия произошла в конце верхнего мела, когда сформировалось центральное поднятие (на Суматре – это современный Барисанский хребет), где слои смяты в складки и пронизаны гранитными батолитами.

Одновременно, по обе стороны от этого поднятия образовались передовые прогибы, в которых накапливались чрезвычайно мощные (от 7 до 8 км) отложения палеогена и неогена. Прогиб, обращенный в сторону Индийского океана, попал в сферу процесса океанизации и на последних стадиях своего развития превратился в глубочайший океанический ров, окаймляющий с юга всю островную дугу. В нем опускание не компенсировано накоплением осадков. Прогиб, расположенный с внутренней стороны островной дуги, выражен в мощных накоплениях терригенных третичных толщ, особенно широко развитых в Северо-Восточной Суматре, где с этими толщами связаны нефтяные месторождения. Складчатость в этом прогибе промежуточная (гребневидная) и идиоморфная.

Во время прогибания интрагеосинклинали происходили вулканические излияния обычного офиолитового типа. Новая вспышка вулканизма, на этот раз наземного, центрального типа, имела место в конце палеогена. С тех пор Индонезийский архипелаг представляет собой область чрезвычайно интенсивной вулканической деятельности.

Сведения о геологическом строении Борнео и Филиппинских островов слишком недостаточны, но так или иначе эти острова принадлежат по своему развитию к Индонезийской системе островных дуг первого типа. Что касается внутренних морей Индонезии, то частично, как, например, Малаккский пролив и Яванское море, они представляют собой результат развития внутреннего передового прогиба. Более глубокие моря Восточной Индонезии – Банда, Молукское, Целебесское, Сулу – являются, как мы думаем, результатом захвата этой территории процессом океанизации. На их месте в начале альпийского цикла находились, по-видимому, интрагеоантиклинали (срединные массивы), унаследованные от центральных поднятий герцинского цикла.

Остров Тайвань, принадлежащий к альпийской геосинклинальной зоне, представляет собой пологое обширное куполовидное поднятие с мезозойскими отложениями в ядре и третичными на крыльях. Западное крыло этого поднятия широкое, восточное – короткое, обрезанное сбросом.

Островные дуги Рю-Кю и Бонино-Марианские принадлежат к дугам второго типа.

Изучение истории тектонического развития Японии приводит к выводу, что в конце палеозоя произошло крупное поднятие земной коры в герцинской геосинклинали, лежавшей к западу от современных Японских островов в области современного Японского моря. Это поднятие постепенно распространялось к востоку и к началу мезозоя, захватило внутреннюю сторону Японских островов. Внешняя (восточная) часть тех же островов представляет собой альпийскую интрагеосинклиналь, которая испытала поднятие и голоморфную складчатость в течение нижнего мела. В конце мела поднятия охватывают всю Японию. Они продолжаются и в палеогене, когда наблюдаются только местные ингрессии моря. Еще в течение всего палеогена Япония была частью Азиатского материка и Японское море не существовало. Последнее образовалось только в миоцене, когда происходило также раздробление Японии на отдельные крупные и мелкие острова. Японское море очень молодое – четвертичного возраста. ВосточноКитайское море опустилось не позже плиоцена.

Складчатые дислокации в Японии в течение палеогена и неогена носили преимущественно промежуточный и прерывистый характер (сундучные складки, брахиантиклинали, купола). С внешней стороны японские острова окаймлены глубоководной океанической рытвиной, заложенной как передовой прогиб, но потом вовлеченной в быстрое опускание в связи с распространением океанизации.

Альпийская платформа зарубежной Азии имеет разнородное строение. В ее состав входят участки, расположенные главным образом на докембрийском и герцинском складчатом основании. Участки на каледонском складчатом основании занимают подчиненное положение.

Герцинское складчатое основание широко развито на территории Монголии и Китая, а также в Индокитае.

Почти вся территория Монголии, кроме нескольких небольших участков на севере, принадлежит к альпийской платформе на герцинском складчатом основании.

В ядрах интрагеоантиклиналей обнажаются породы каледонского комплекса – кембрийские и ордовикские, а также докембрийские. Нижний палеозой сложен преимущественно песчано-глинистыми отложениями, претерпевшими заметный метаморфизм. Интрагеосинклинали и интрагеоантиклинали на территории Монголии образуют пологие дуги, выпуклые к югу, имея юго-восточное простирание в Западной Монголии, широтное – в Центральной, и северо-восточное – в Восточной.

В конце нижнего карбона сформировались центральные поднятия, проявились складчатость и гранитные интрузии. Отложения среднего, верхнего карбона и перми накапливались уже в межгорных прогибах. Это преимущественно терригенные отложения, частично морские, частично лагунные и континентальные, местами пестроцветные. Мощность их достигает 4,5 км. Они испытали только идиоморфную складчатость в форме брахиантиклиналей.

Отложение мезо-кайнозойских пород на территории Монголии происходило полностью в континентальных условиях. С начала юрского периода эта территория вступает на путь весьма своеобразного развития, которое выразилось в формировании многочисленных обширных тектонических депрессий, выполненных озерными и вулканогенными (базальтами, порфирами, порфиритами) юрскими породами, мощностью в несколько тысяч метров.

В конце юры в этих прогибах, в местах их максимального прогибания, образовались крупные сводовые и сундучные поднятия, ограниченные разрывами и флексурами. За их пределами в остаточных прогибах накапливались нижнемеловые грубообломочные и угленосные отложения мощностью также в несколько километров, нарушенные позже брахискладками и сундучными поднятиями. Пестроцветный верхний мел образует только очень пологие идиоморфные купола, а пестроцветные третичные отложения залегают уже совершенно спокойно.

Каледонский складчатый фундамент на территории Монголии известен в северных районах последней, примыкающих к Западному Саяну и Горному Алтаю.

На территории Китая герцинский складчатый фундамент присутствует в Тянь-Шане, в хребтах Куэнь-Луня, Нань-Шаня, Цинь-Линя, в СиноТибетских горах. Депрессия Такла-Макан, «Ганьсуйский коридор», Ордос, Центральный и Южный Китай представляют собой альпийскую платформу на докембрийском основании. Последнее обнажается в Северо-Восточном Китае, на Шаньдунском полуострове, а также в Корее. Платформенный чехол на этой платформе начинается с верхнепротерозойских синийских отложений. Только в районе Нанкина на небольшой площади существует каледонское складчатое основание. Этот участок альпийской платформы разделен на ряд антеклиз и синеклиз, сформировавшихся в разное время. История колебательных движений в некоторых из них носит следы изменения знака движений. Например, Ордос представлял собой субгеоантиклиналь в течение почти всего палеозоя и стал субгеосинклиналью, начиная с пермского периода. В течение всего палеозоя Сычуань был субгеоантиклиналью и превратился в глубокую субгеосиклиналь в мезозое. Только в палеозое на Китайской платформе накапливались морские отложения, все мезо-кайнозойские осадки являются континентальными. Прогибание было всегда более интенсивным в южной части платформы (к югу от хр. Цинь-Линь), чем в северной, где в разрезе наблюдаются большие перерывы: там отсутствуют отложения готландия, девона, нижнего и среднего карбона.

В развитии платформы отчетливо выражены каледонский и герцинский циклы, начинающиеся прогибанием и заканчивающиеся поднятием с соответствующей сменой формаций: нижний и средний кембрий – преимущественно терригенные, верхний кембрий и ордовик – преимущественно известняки, готландий – терригенный (в Северном Китае отсутствует); в основании трансгрессивной серии девона – терригенные, выше – известняки девона и карбона (в Северном Китае – угленосные отложения); в Южном Китае нижняя пермь – известняки, верхняя пермь – угленосные отложения, триас – лагунная формация с доломитами и солью, рэт – красноцветные молассы; в Северном Китае верхний карбон и нижняя пермь – озерные отложения, верхняя пермь и триас – грубые молассы.

В течение альпийского цикла Китайская платформа развивается своеобразно. Юра представляет собой время выровненного рельефа и широких озерных бассейнов. В течение мела наблюдается отложение грубых красноцветных отложений. В то же время происходит резкая тектоническая дифференциация платформы, которая расчленяется разрывами на огромное количество глыб, поднимающихся и опускающихся относительно друг друга. В это время образовалось много сундучных складок, горстов и грабенов. С тектонической дифференциацией связан интенсивный вулканизм и необычный для платформ процесс образования гранитных интрузий в зоне, прилегающей к Тихому океану на юго-востоке Китая.