Меню
Главная
Авторизация/Регистрация
 
Главная arrow География arrow Алдано-Становой щит. Геологическое строение, развитие и изучение

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ. МАГМАТИЗМ И МЕТАМОРФИЗМ

В истории геологического развития Алданского щита выделяются два резко отличных периода: доплатформенный, соответствующий периоду формирования складчатого основания, и платформенный, соответствующий периоду формирования чехла. Несколько иную историю развития имела лишь крайняя северо-восточная часть территории.

Доплатформенный период развития, вероятно, отвечает началу времени формирования гранитного слоя Земли. Образование древних структурных комплексов происходило не в геосинклинальных условиях, а в условиях общей высокой подвижности земной коры, ее высокой проницаемости и весьма активного геотермического потенциала, обусловивших региональный метаморфизм мощной толщи вулканогенно-осадочных пород в гранулитовой и высоких ступенях амфиболитовой фации. Складчатость и высокотемпературный метаморфизм сопровождались регионально проявившейся гранитизацией [1].

Развитие Алданского щита в архейское время происходило в несколько этапов. В самый ранний этап были сформированы ядра будущей платформы «ядра обрастания», «нуклеарные массивы» и «литоплинты». Последние представляли собой относительно жесткие блоки. К числу таких структур принадлежит центральная часть Алданского щита, сложенная породами иенгрской серии, так называемый Иенгрский литоплинт. Областями седиментации являлись пологие чашеобразные прогибы. Вулканизм проявлялся на протяжении всего периода формирования осадочных толщ, интенсивность его возрастала со временем. Первый этап развития завершился складчатостью, в результате которой была создана Алдано-Тимптонская складчатая система с весьма сложным планом складчатых деформаций. Для нее характерно отсутствие линейных складок и широкое развитие пологих, но сильно усложненных на крыльях куполов, брахиформных и фестончатых складок. В результате складкообразовательных процессов область распространения пород иенгрской серии была относительно стабилизирована и в дальнейшем выступала как жесткое ядро, вокруг которого формировались складчатые гирлянды более молодых систем.

Второй этап -- перелитоплинтовый -- связан с образованием Тимптоно-Учурской складчатой системы. Вероятно, на ранней стадии ее развития возникла Тыркандинская зона глубинного разлома, ограничивающая Иенгрский литоплинт с востока.

Область осадконакопления этого времени частично захватила восточный край литоплинта, а также распространялась дальше на восток.

Возможно, что восточной границей области являлась зона Улканского глубинного разлома. С периодом формирования Тимптоно-Учурской области связано зарождение структурно-фациальных зон, а также возросшая тектоническая активность. Вдоль зон глубинных разломов периодически проявляется вулканическая деятельность. Вулканогенные породы среднего и основного состава, превращенные впоследствии в кристаллические сланцы, образуют мощные пачки либо тонко переслаиваются с терригенными и карбонатными породами. Магма не всегда изливалась на поверхность. Иногда она внедрялась в толщу осадочных пород и образовывала согласные или секущие тела габброидов и ультрабазитов [1].

Развитие раннеархейской подвижной области завершилось складчатостью, общим региональным метаморфизмом и гранитизацией. Складчатостью была охвачена не только Тимптоно-Учурская область, но и восточный край литоплинта. Структурный план Тимптоно-Учурской складчатой системы несколько иной, чем Алдано-Тимптонской.

Таким образом, в результате развития раннеархейской подвижной области накопилась мощная толща осадочно-вулканогенных пород иенгрской, тимптонской и джелтулинской серий, которые сформировали две складчатые системы: Алдано-Тимптонскую и Тимптоно-Учурскую. Формирование складчатых систем сопровождалось региональным проявлением ультраметаморфизма и гранитизацией. Особенно интенсивно гранитизация проявилась вдоль зон разломов, возникших одновременно со складчатостью и метаморфизмом.

В позднем архее продолжалось формирование складчатого обрамления Иенгрского литоплинта с юга и запада. Область наибольшего погружения располагалась вдоль южного края литоплинта. Причиной этому является различие в строении глубинных слоев земной коры [1].

Становая и Олекминская складчатые системы сложены породами курультинской и олекминской (становой) серий. Выходы пород курультинской серии, метаморфизованных в гранулитовой фации метаморфизма, в современном срезе слагают крупные тектонические блоки среди пород олекминской серии.

Вначале здесь интенсивно проявлялась магматическая деятельность, особенно в южной и восточной ее частях. Покровы основных эффузивов, преобразованные в основные кристаллические сланцы, слагают каруракскую и значительную часть иманграканской свиты. Здесь совершенно отсутствуют карбонатные породы, широко развитые в раннем архее.

Средняя стадия развития позднеархейской подвижной области характеризуется накоплением мощных толщ терригенных пород и весьма слабым проявлением вулканизма (олекминская серия). На завершающей стадии развития позднеархейской подвижной области в западной ее части возникают глубокие расколы (Борсалинский, Тарын-Темулякитский) и формируются узкие приразломные прогибы, заполняющиеся вулканогенно-осадочными отложениями борсалинской серии. Для этой стадии развития характерны определенные магматические комплексы [1].

В значительном масштабе проявились слабо дифференцированные интрузии основных пород апогаббро-амфиболитовой формации, образовались крупнейшие интрузии анортозитов.

Развитие позднеархейской подвижной области завершилось складчатостью и региональным метаморфизмом в гранулитовой и амфиболитовой фациях. В результате образовалась позднеархейская Олекмо-Становая складчатая система, имеющая меридиональное простирание в Олекминской зоне и широтное в Становой. В зоне сочленения ранне- и позднеархейских складчатых систем (Амгинский краевой шов), интенсивно проявились процессы гранитообразования. Образовалась широкая зона ремобилизованных в позднем архее раннеархейских ультраметагенных гранитоидов. Позднеархейские образования Становой зоны или складчатой системы с раннеархейским литоплинтом сочленяются по зоне Станового глубинного разлома, к югу от которого расположена Становая складчатая область, в доплатформенный период развития тесно связанная с формированием позднеархейских структурных комплексов Алданского щита. Ее слагают те же комплексы пород, что и юг щита [1].

В протерозое территория Алданского щита превращается в платформу, но платформу, еще достаточно подвижную, с несколько специфическими чертами развития. Этот период развития, получивший название эоплатформенного (протоплатформенного периода), ознаменовался заложением крупных прогибов, расчлененных поднятиями.

Прогибы располагались вдоль зон разломов и отличались большой протяженностью при незначительной ширине. Исключением является широкий Кодаро-Удоканский прогиб, расположенный в зоне сочленения Олекминской и Становой складчатых систем. Отличительной чертой этого этапа развития является дифференцированное движение блоков, обусловившее прогибание кристаллического фундамента и накопление осадочных и вулканогенных пород. Раннепротерозойские прогибы протягивались в широтном и меридиональном направлениях.

Фрагментами этих прогибов являются грабены, заполненные средне (?)-нижнепротерозойскими отложениями. Высокая подвижность этих зон обусловила накопление мощных толщ терригенных и карбонатных пород, кислых и средних эффузивов.

Деформация пород эоплатформенных прогибов связана с глыбовыми движениями фундамента, внедрением интрузий, а также образованием гранито-гнейсовых куполов. Для раннего протерозоя, так же как и для архея, характерно проявление процессов ремобилизации и гранитизации, хотя и в меньших масштабах. Нижнепротерозойские гранитоиды прорывают и гранитизируют породы осадочного чехла [1].

Интрузивные породы раннепротерозойского этапа представлены расслоенными интрузиями основных пород, дайками габбро-диабазов и гранитоидами чуйско-кодарского комплекса. Интрузии нижнепротерозойских гранитоидов не всегда располагаются в прогибах, часть из них по зонам разломов проникает в глубь устойчивых поднятий. Раннепротерозойский эоплатформенный этап завершился инверсией тектонического режима. С этого времени Алданский щит превратился в устойчивый блок земной коры и вступил на путь тектонически спокойного платформенного развития.

Началу позднепротерозойской морской трансгрессии предшествовал континентальный период развития, в течение которого были частично размыты ранее сформированные протерозойские отложения, а также кристаллические породы фундамента. Верхнепротерозойские отложения залегают стратиграфически несогласно на осадочных отложениях нижнего протерозоя и с резким угловым несогласием на сложно-дислоцированных породах фундамента. В начале позднего протерозоя на западной и восточной окраинах Алданского щита возникли два крупных меридиональных прогиба: на западе Патомский, расположенный за пределами Южной Якутии, на востоке Юдомо-Майский. Юдомо-Майский прогиб одними исследователями рассматривается как геосинклинальный, другими как авлакоген, третьими как платформенный прогиб. Протерозойские отложения здесь представлены типичными платформенными формациями -- карбонатными или терригенными. Отсутствие в разрезе вулканогенных пород, проявлений интрузивного магматизма геосинклинального характера, а также региональной фазы складчатости не позволяет относить этот прогиб к геосинклинальным, поэтому нами он рассматривается как глубокий платформенный прогиб. Эпиконтинентальное позднепротерозойское море покрывало значительную часть северного склона Алданского щита. Центральная же часть его, вероятно, представляла прибрежную равнину. Области поднятий с расчлененным рельефом имели локальное распространение в восточной части щита, где в основании разреза верхнего протерозоя (гонамская свита) выделяются пачки конгломератов. Тектонические движения носили характер мелкоамплитудных колебаний, обусловивших перерыв в осадконакоплении и частичный размыв ранее образованных толщ. Такой перерыв отмечается между отложениями учурской и майской серий Учуро-Майского прогиба [1].

Магматизм этого времени проявился в образовании многочисленных роев даек габбро-диабазов, внедрившихся в основном по зонам ранее существовавших разломов. С завершающей стадией формирования верхнепротерозойского структурного комплекса связано внедрение интрузий центрального типа ультраосновной -- щелочной формации (с карбонатитами). Интрузии центрального типа внедрились в кристаллические породы фундамента в зонах пересечения региональных разломов и всегда сопровождаются кольцевыми дайками мезозойских щелочных пород. Это обстоятельство не позволяет однозначно решать вопрос о возрасте этих пород.

Раннепалеозойский этап развития региона характеризуется общим погружением территории. Пенепленизированная поверхность щита, сложенная кристаллическими породами фундамента и осадочными породами верхнего протерозоя, затапливается кембрийским морем. Этой трансгрессии предшествовал период континентального развития, в течение которого часть покрова ранее сформированных отложений была уничтожена процессами денудации. Особенно интенсивно эти процессы проявились в Юдомо-Майском прогибе, где, вероятно, происходили в небольшом масштабе глыбовые перемещения. Кембрийская трансгрессия распространилась на всю территорию щита. Юдомо-Майский прогиб замкнулся и приобрел ту же стабильность, что и центральная часть платформы. Лишь на западе Алданского щита происходило более интенсивное прогибание и в связи с этим накопление более мощных толщ осадков. На остальной территории, вероятно, также существовали небольшие прогибы или впадины, размещение которых контролировалось блоковыми структурами фундамента. Существованием этих неглубоких прогибов и объясняется колебание мощности и частичное изменение фациального состава одних и тех же стратиграфических горизонтов [1].

Береговая линия кембрийского моря располагалась где-то в районе Станового хребта, отделяющего северный платформенный бассейн от Монголо-Охотского геосинклинального бассейна. Эпиконтинентальное кембрийское море с широким развитием осолоненных лагун (в западной части) постепенно отступало к северу. Площадь его значительно сокращалась. Центральная часть Алданского щита уже в среднем кембрии представляла область поднятия. Морские бассейны сохранились лишь в западной и восточной краевых частях. Здесь они продолжали существовать на протяжении позднего кембрия, ордовика и силура.

Развитие Березовской впадины завершилось в связи с каледонской фазой складчатости и последующей инверсией, проявившейся в примыкающем к ней с запада Байкало-Патомском краевом прогибе.

Кембрийские отложения, слагающие второй ярус платформенного чехла, на большей части территории залегают горизонтально. Деформация их связана либо с глыбовыми движениями мезозойского этапа активизации, либо с каледонской складчатостью Байкало-Патомского прогиба. Магматизм этого этапа развития выразился во внедрении основной магмы вдоль зон долгоживущих разломов, образовавшей многочисленные рои даек и многоярусные пластовые интрузии габбро-диабазов [1].

В позднем палеозое Алданский щит представлял собой односторонне поднятый блок кристаллических пород фундамента, покрытый сплошным чехлом осадочных пород. С этого времени он превращается в континент, который являлся областью размыва на протяжении позднего палеозоя и раннего мезозоя. Море никогда больше не вторгалось на его территорию. Морской бассейн сохранился лишь в восточной части Южной Якутии -- в Южно-Верхоянской области.

В результате мезозойской складчатости, интенсивно проявившейся в Верхояно-Колымской геосинклинали, осадочные породы, заполняющие прогибы, были дислоцированы. Образовалась Южно-Верхоянская окраинно-платформенная складчатая система, представляющая собой зону переходной складчатости. Здесь наблюдается чередование узких гребневидных антиклиналей субмеридионального простирания и широких синклиналей. Интенсивность дислокаций возрастала с запада на восток.

Период относительного тектонического покоя, в течение которого территория Алданского щита представляла собой сушу с плоским или слабо расчлененным рельефом и служила областью сноса от раннего палеозоя до ранней юры, сменился этапом тектонической активизации [1].

Этап мезозойской активизации привел к существенной тектонической перестройке всей юго-восточной части Сибирской платформы. Началась трансгрессия юрского моря с севера, охватившая огромную часть Сибирской платформы, но не распространившаяся на территории Южной Якутии, а лишь приблизившаяся к ней. Вероятно, в северной части Алданского щита простиралась плоская прибрежная аллювиальная равнина с множеством неглубоких озер. Осадконакопление на ранней стадии этапа активизации локализовалось на отдельных пониженных участках рельефа, занятых пресноводными озерами.

В начале средней юры на территории Алданского щита формируются два широтных свода: Чаро-Учурский и Джугджуро-Становой и разделяющий их Южно-Якутский прогиб. Основной областью сноса обломочного материала являлось формирующееся Джугджуро-Становое сводово-глыбовое поднятие.

Возникающие поднятия вызвали регрессию моря и значительную перестройку речной сети. В средней юре область осадконакопления несколько сократилась, ограничившись Южно-Якутским прогибом. В это время накапливается мощная толща угленосных отложений, представленных мелко- и тонкозернистыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами и пластами каменных углей. Фации грубообломочных пород в разрезе отсутствуют [1].

В поздней юре продолжали формироваться сводовые поднятия и Южно-Якутский компенсационный прогиб. Область осадконакопления этого времени несколько сузилась и локализовалась главным образом в южной части прогиба, где происходило наиболее интенсивное прогибание, связанное с дифференцированным перемещением блоков фундамента.

Начинается оживление магматической деятельности, особенно в области Станового глубинного разлома, а также в некоторых зонах пересечения разломов во внутренних частях Алданского щита. Интенсивность проявления вулканизма нарастает и достигает своего максимума в раннем мелу, о чем свидетельствует обилие эффузивов, туфов, пепла в составе кластического материала и цемента песчаников. Прослои пепла встречаются и в угольных пластах. Интенсивность проявления магматизма в области Станового глубинного разлома возрастает с запада на восток.

В конце юры разрастается сводовое поднятие центральных частей щита, активнее поднимается Джугджуро-Становой свод, формируются и глыбовые поднятия, разобщившие прогиб на отдельные впадины. В восточной части щита возникает и развивается Джугджурекий наложенный прогиб, заполненный мощными толщами вулканогенных пород юры и нижнего мела.

Раннемеловое время характеризуется дальнейшей активизацией и расширением поднятий, сокращением области седиментации. Осадконакопление в раннем мелу продолжается главным образом в зоне, непосредственно прилегающей к Становому глубинному разлому [1].

В Джугджуро-Становой складчатой области происходит образование глыбовых поднятий, создавших высокие горные хребты и межгорные впадины-грабены, которые заполняются крупногалечными или валунными конгломератами ундытканской свиты.

В южной части Южно-Якутского прогиба продолжали накапливаться песчано-сланцевые угленосные отложения. Раннемеловое время знаменуется усилением интрузивной и вулканической деятельности.

По зонам глубинных разломов Станового шва внедрилась магма, образовавшая громадные трещинные тела гранитоидов Станового интрузивного пояса. Наземный вулканизм проявился наиболее интенсивно к северу от интрузивного пояса и, вероятно, предшествовал внедрению интрузий. Покровы эффузивов кислого и среднего состава заполняют Токарикано-Конёркитский, Верхне-Тимптонский и другие грабены.

В центральной части Алданского щита внедрялись малые интрузии субщелочных и щелочных пород в форме штоков, лакколитов, даек и пластовых тел. Наряду с интрузивным магматизмом местами здесь активно проявился и вулканизм.

В Центрально-Алданском районе в глубоких кальдерах опускания, опоясывающих массивы, сохранились осадочные породы, содержащие в своем составе туфы и пепел. В центральной части хребта Кет-Кап также обнаружены покровы эффузивов, излияние которых приурочено к той же зоне разломов, что и внедрение интрузий. С мезозойским этапом активизации связаны глыбовые перемещения, обусловившие пликативные дислокации юрских и нижнемеловых отложений и разобщение впадин и грабенов областями поднятий. В поздне-нижнемеловое время формируется Южно-Якутский надвиг, ограничивающий с юга прогиб. Интенсивность дислокаций юрских отложений во впадинах постепенно ослабевает с юга на север. С мезозойским этапом активизации связано образование промышленных месторождений высокосортных коксующихся каменных углей [1].

В неоген-четвертичное время продолжали формироваться горсты и грабены, заложенные в конце мезозоя, современные хребты и впадины. С этим этапом активизации связано образование системы рифтовых впадин Олекмо Витимской зоны. Самая восточная из них - Токийская впадина - расположена на территории Южной Якутии. В зоне Станового глубинного разлома произошло излияние базальтов. Современная тектоническая активность этой зоны подтверждается ее сейсмичностью. Большая часть эпицентров землетрясений располагается в ее пределах. В четвертичное время в связи с общим значительным поднятием район дважды подвергался оледенению. В настоящее время поднятие региона продолжается, хотя и не в таких масштабах, как прежде [1].

 
< Предыдущая   СОДЕРЖАНИЕ   Следующая >
 

Предметы
Агропромышленность
Банковское дело
БЖД
Бухучет и аудит
География
Документоведение
Естествознание
Журналистика
Инвестирование
Информатика
История
Культурология
Литература
Логика
Логистика
Маркетинг
Математика, химия, физика
Медицина
Менеджмент
Недвижимость
Педагогика
Политология
Политэкономия
Право
Психология
Региональная экономика
Религиоведение
Риторика
Социология
Статистика
Страховое дело
Техника
Товароведение
Туризм
Философия
Финансы
Экология
Экономика
Этика и эстетика
Прочее