Верхояно-Чукотская складчато-покровная область

На северо-востоке России располагается обширная область, принадлежащая Тихоокеанской окраине Азии, завершившей свое развитие к середине мела (цв. вкл. рис. 17). Вся эта территория состоит из ряда крупных складчатых систем. Наиболее западное положение занимает огромный Верхоянский складчато- надвиговый пояс, простирающийся с севера на юг более чем на 2 500 км и возникший на пассивной окраине Сибирского кратона. Восточнее располагаются структуры Колымской петли, являющиеся коллажом изтеррейнов, представляющих собой энсиматические и энсиалические островные дуги, элементы континентального склона и его подножия, бассейнов с корой океанического типа и перемещенных микроконтинентов. На крайнем северо-востоке находится Новосибирско-Чукотская эпикратонная система, ограниченная с запада Южно-Анюйской сутурой офиолитовым швом — следом от закрывшегося в середине мезозоя Протоарктического океана. Верхояно-Чукотская складчато-покровная область с северо-востока отделяется от более молодых структур грандиозным Охотско- Чукотским позднемеловым вулканоплутоническим поясом.

Верхоянский складчато-надвиговый пояс. Пояс занимает огромное пространство от р. Лена на западе до поднятий Колымской петли на востоке и простирается широтно на 2 500 км (цв. вкл. рис. 18). В структурном отношении он подразделяется на низкогорный складчато-надвиговый Верхоянский хребет и Яно-Индигирскую пологоскладчатую область. На юге Верхоянский пояс расщепляется на две части, окаймляющие Охотский массив архейской консолидации. Его западная ветвь — Южно-Верхоянская состоит из краевого Сета- Дабанского поднятия, в строении которого участвуют рифейские и палеозойские отложения, надвинутые на Сибирскую платформу, а остальная — сложена верхоянским комплексом.

Все отложения огромной территории Верхоянского пояса можно подразделить натри комплекса: нижний рифейский, средний венд-нижнекаменноугольный и верхний верхи нижнего карбона — юра. Нижний и средний комплексы сложены терригенно-карбонатными породами с преобладанием карбонатных, но в среднем и позднем девоне произошло оживление тектонических движений, как отголосок образования на Сибирской платформе рифтов в Вилюйской синеклизе. В это время накапливались красноцветные песчаники, гипсы, ангидриты и проявлялся базальтовый щелочной магматизм, следы которого находят в виде обломков в гипсово-ангидритовых диапирах, внедрявшихся в каменноугольные и пермские отложения. Все отложения первых двух комплексов образовались в шельфовой обстановке пассивной окраины Сибирской платформы.

Наиболее важная роль в строении Верхоянского пояса принадлежит верхнему комплексу, мощностью свыше 16 км, образованному исключительно за счет сноса с Сибирской платформы, в основном с Алданского щита. Верхоянский хребет сложен мощными (8 — 10 км) терригенными отложениями среднего карбона — перми (верхоянский комплекс), представляющими собой мелководно-морские пачки песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, аргиллитов, редко известняков, местами параллической угленосной формацией. Встречаются прослои базальтовых и андезитовых туфов. В разрезе выражена ритмичность, развиты турбидиты и местами толщи приобретают флишоидный характер. Накопление этой огромной по мощности и достаточно однообразной по составу глинисто-алеврито-песчаной толщи контролировалось обширными подводными конусами выноса, испытывавшими проградацию в восточном направлении. Высокая скорость осадкона- копления резко усилилась в пермское время.

Выше пермских отложений залегают триасовые, с размывом вблизи фронтальной зоны Верхоянского складчато-надвигового пояса, а восточнее — согласно и представлены тонкообломочными морскими шельфовыми фациями. Такого же состава нижне- и среднеюрские отложения мощностью до 2 км, уцелевшие от размыва лишь в некоторых синклиналях, хотя раньше они были распространены очень широко. С Верхоянским комплексом связаны стратиформные золоторудные месторождения. На юго-востоке пояса известны лавы, туфы, силы и дайки раннеюрского возраста, а на севере Верхоянского хребта встречаются пермские и триасовые дайки диабазов и меловые граниты. Отложения триаса в Яно- Индигирской зоне залегают полого, а местами, например в Эльгин-Адычанской зоне, почти горизонтально. Из-под отложений верхоянского терригенного комплекса на юге пояса в Сетта-Дабанском поднятии выступает его основание, в котором развит очень мощный разрез рифейских — среднепалеозойских отложений, в которых присутствуют терригенно-карбонатный комплекс рифея (до 10 км) и карбонатно-терригенная толща венда и кембрия (4 км), причем хорошо выражено предвендское несогласие.

По сравнению с рифеем и вендом в кембрии шире распространены терригенные породы, ордовикско-нижнекаменноугольные отложения образуют непрерывную толщу более 8 км. До нижнего девона включительно разрез представлен известняками, и только в среднем и верхнем девоне появляются терригенные породы. В Сетта-Дабане известны среднедевонские субщелочные базальты и кольцевые интрузии ультраосновных щелочных пород. Линейные складки имеют западную вергентность и надвинуты на Нельканскую краевую зону Сибирской платформы. Западнее Сетта-Дабана располагается Кыллахская краевая зона, простирающаяся вдоль границы с платформой и сложенная рифейскими, вендскими и ордовикскими терригенно-карбонатными отложениями, смятыми в широкие плоские синклинали и узкие линейные антиклинали.

На Крайнем Севере Верхоянский пояс разветвляется и на северо-запад уходит его Оленёкская ветвь, с юга ограниченная Лено-Анабарской ветвью Предверхо- янского краевого прогиба. В том месте, где происходит коленообразный изгиб пояса, располагается Хараулахское платформенное поднятие с рифейскими и палеозойскими отложениями, на которых несогласно залегает верхоянский комплекс.

Тектоническая структура Верхоянского пояса характеризуется различным стилем во фронтальной и тыловой частях. В первой из них развиты складки, наклоненные в западном направлении и подорванные многочисленными надвигами, которые связаны с блоками фундамента платформы, сформировавшимися в результате девонского рифтогенеза. Надвиги группируются в целые серии и простираются на сотни километров, но развиты в основном во фронтальной части. Широко распространены классические дуплексные структуры с плоскостями срыва по различным пластичным пачкам и по кристаллическому фундаменту. В тыловой полого складчатой области Верхоянского пояса тоже развиты надвиговые нарушения, но присутствуют и крупные сдвиги — Адыча-Тарынский, Брюнгадинский, система сдвигов в Южном Верхоянье и др. Складчато-надвиговая структура Верхоянского пояса образовалась в позднем мелу, но высокогорного хребта не возникло, о чем свидетельствует отсутствие грубых отложений. Складчатость мигрировала с востока на запад, в сторону Сибирской платформы. В этом же направлении происходит омоложение трещиноватых гранитоидов от 132 до 98 млн лет. С течением времени надвиги в тыловой части Верхоянского пояса превращаются в левосторонние сдвиги. Во фронтальной зоне надвиги продолжаются и в краевом прогибе, где часто наблюдаются дуплексные структуры и местами вся юрско-меловая толща прогиба оказывается сорванной со своего основания. В самом Верхоянском хребте главный срыв развит в основании терригенных верхнепалеозойских пород. Верхоянский складчато-надвиговый пояс сформировался на пассивной окраине Сибирской докембрийской платформы. Будучи охваченной деформациями сжатия, начиная с поздней юры с восточной части Верхоянского пояса эти процессы постепенно проградировали к западу, где в середине раннего мела и даже в позднем мелу сжатием были охвачены внешние зоны пояса и внутренние зоны краевого прогиба. Обстановка сжатия была вызвана коллизионными процессами на востоке, когда был закрыт Протоарктический океан, как полагает Г. Бондаренко, за счет перемещения к юго-западу микроконтинента Чукотка — Арктическая Аляска.

Южное окончание Верхоянской складчато-надвиговой системы, расщепляясь на две ветви, огибает древний, докембрийский Охотский кратонный террейн {массив). В нем обнажается архейский гнейсовый кристаллический фундамент, сходный с археем Алданского щита Сибирской платформы, перекрываемый средневерхнерифейскими ритмично построенными толщами терригенных и карбонатных в верхах отложений (1,5 км). Выше залегают терригенно-карбонатный венд (до 0,5 км) и маломощные пачки континентальных песчаников, кислых и средних вулканитов карбона и перми, а венчает разрез терригенный верхний триас. Значительную северную часть Охотского террейна покрывают дацитовые и риолитовые игнимбриты альба — низов верхнего мела (1,5 км) и андезибазальты верхов верхнего мела {Куйдусунское поле).

Предверхоянский краевой прогиб сформировался перед фронтом Верхоянского складчато-надвигового сооружения в поздней юре и в меловое время и сложен преимущественно континентальными песчаниками, песками, алевролитами, глинами и пластами лимнических каменных углей. Общая мощность этих молас- совых отложений достигает 5 — 7 км во внутренней зоне прогиба, где глубина фундамента достигает 14 км и быстро уменьшается в сторону платформы. В нижней части разреза присутствуют мелководные морские отложения, сменяющиеся на континентальные в поздней юре. В начале раннего мела в своей центральной части прогиб сливается с Вилюйской синеклизой, где он достигает максимальной глубины в 10—15 км.

По данным О. В.Япаскурта, в краевом прогибе в основном развиты фации озерно-аллювиальных равнин, сменяющиеся в сторону платформы фациями руслового аллювия, а к северу — фациями приморской аллювиальной равнины. Снос в прогиб происходил главным образом со стороны платформы, тогда как невысокие горы Верхоянского хребта возникли лишь в позднем мелу, и поэтому Предверхоянский прогиб может быть отнесен к краевым.

Восточнее Верхоянского складчато-надвигового пояса располагается весьма своеобразная структура — складчатая система Колымской петли, ограниченная с северо-востока Южно-Анюйскои сутурой коллизионным швом. Система Колымской петли состоит из кратонных террейнов (микроконтинентов) и сильно дислоцированных отложений пассивной окраины континентальной Азии.

Самую западную часть Колымской петли образует Кулар-Нерская зона (террейн), ограниченная с запада надвигом. В ее строении принимают участие черносланцевые филлиты и аспидные сланцы верхнепермско — нижнеюрские турбидитовые отложения, более глубоководные, чем развитые в верхоянской серии в западных районах. Шире всего в этой зоне распространен верхний триас. Все отложения, по данным Л. М. Парфенова, характерны для глубоководных конусов выноса склона и подножия пассивной континентальной окраины. В Кулар- Нерском террейне развиты гранитные интрузивы (156— 113 млн лет), вытянутые цепочкой в 100 км длиной, прорывающие пермские и триасовые отложения.

Еще восточнее располагается узкая Иньяли-Дебинская зона (синклинорий), простирающаяся на 1 000 км, сложенная глубоководными флишоидными отложениями нижней — средней юры (более 6 км), сильно дислоцированными, с образованием изоклинальных складок, опрокинутых и надвинутых к западу и прорванных многочисленными позднеюрскими гранитными интрузиями. В этих же отложениях встречаются гипербазиты и базальты, т.е. имеются признаки офиолитовой ассоциации, что может свидетельствовать не только об условиях глубоководного склона и его подножия, но и об океанической коре. Иньяли- Дебинская зона в последнее время выделяется в качестве террейна, на севере она изгибается и переходит в другой такой же турбидитовый террейн хребта Полоусный, в котором также много позднеюрских гранитов. Таким образом, все эти террейны являются деформированными отложениями континентальных склонов пассивных окраин Азии, по существу Сибирской платформы.

В центре пространства, огибаемого структурами Колымской петли, на фоне слаборасчлененного рельефа Алазейского поднятия и развитого здесь плаща кайнозойских отложений находятся выходы палеозойских и мезозойских пород — два террейна — Кенкельдинский и Алазеиский. В Кенкельдинском террейне известны толеитовые базальты, кварциты, глаукофановые сланцы, мраморизованные известняки, а также граувакковые песчаники, туфогенные аргиллиты, маломощные прослои яшм, гравелиты. Возраст этих образований неясен, но очевидно, что он моложе девона. Алазейский террейн сложен каменноугольно-раннеюрскими вулканогенно-обломочными породами мощностью от 2 до 6 км. Присутствуют покровы базальтов, андезитов, риолитов, туфы пестрого состава, конгломераты, песчаники, кремнисто-глинистые породы, яшмы. В толще много стратиграфических перерывов, и вся она дислоцирована в пологие складки. Предполагается, что оба террейна, перекрываясь мелководными средне- и верхнеюрскими отложениями, представляют собой фрагменты островной дуги.

Омолонский кратонный террейн сложен архейскими (3,4 млрд лет) гнейсовыми толщами, похожими на архей Алданского щита, прорванными крупными массивами раннепротерозойских гранитоидов. Чехол представлен рифейскими и ордовикскими терригенно-карбонатными отложениями (3,5 км) с маломощными покровами базальтов в рифее. Все эти толщи несогласно перекрываются суб- аэральными известково-щелочными вулканитами — андезибазальтами, дацитами, риолитами, с пластами туфов и туфопесчаников среднего — верхнего девона, а выше залегает верхнедевонская маломощная (до 0,5 км) песчано-конгломератовая толща (кедонская серия). Вулканогенно-осадочные отложения верхнего карбона, нижней перми, верхнего триаса, нижней — средней юры тонким плащом залегают на всех более древних породах. Омолонский террейн — это древний микроконтинент — массив, участвующий в общем коллаже структур Колымской петли, и все отложения чехла смяты в простые открытые складки. Западнее Омолонского террейна, отделяясь от него Ярходонским надвигом, располагается Приколымский террейн, в котором обнажаются раннепротерозойские метаморфиты, средне- позднерифейский терригенно-карбонатный комплекс пассивной окраины, позднерифейский вулканогенно-терригенный комплекс и ордовикско-средне- юрский комплекс терригенных и карбонатных пород с рифтовыми вулканитами в среднем карбоне. На юге этого террейна в северо-западном направлении простирается полоса позднеюрских вулканитов Уядино-Ясачненской магматической дуги длиной более 1 000 км при ширине до 150 км.

Олойский террейн находится к северо-западу от Омолонского и сложен среднепалеозойскими офиолитами, средневерхнедевонскими риолитами, их туфами, алевролитами, известняками (0,3 км), перекрываемыми известняками, песчаниками и покровами базальтов (0,25 км). Выше с перерывом залегают намюр- башкирские кремнисто-глинисто-песчаные пачки пород с конгломерато-брекчи- ями, обломки в которых состоят из андезитов, дацитов и риолитов, перекрываемые пермскими песчаниками (до 1 км) и кислыми вулканитами верхней юры — неокома. Где-то недалеко находилась основная вулканическая дуга — продолжение Алазейской, снос с которой и дал материал террейна. Олойский террейн граничит по крупному разлому с Южно-Анюйской офиолитовой сутурой, отделяющей от структур Колымской петли Ануйско-Чукотскую складчатую систему.

Во внутренней части Колымской петли вдоль выпуклой к западу дуги с северо- востока на юго-запад располагается еще целый ряд террейнов: Улахан-Тасский, Селеняхский (Момо-Селеняхский), Та с -хаяхтахсский, Омулевский. В этих террейнах на поверхность в отдельных местах выступают нижнепротерозойские метаморфические толщи, различные образования палеозоя, мощные вулканогенно- терригенные отложения средней — верхней юры, выполняющие, например, глубокий грабенообразный Ильнь-Тасский прогиб, к северо-востоку от Тасха- яхтсского террейна.

Омулевский террейн находится на самом юго-востоке западной ветви Колымской складчатой петли. Он прослеживается на 1 000 км при ширине до 150 км, разделен на несколько фрагментов, и в его строении участвуют доордовикские метаморфические породы и мощная, более 10 км, толща ордовико-каменноугсшьных мелководных терригенно-карбонатных пород, накопившихся в шельфовой обстановке. Известны редкие пласты трахибазальтов. Структура террейна характеризуется энергичной складчатостью и надвигообразованием (рис. 6.1).

К осевой зоне хр. Черского приурочена Момо-Селеняхская офиолитовая зона с возрастом 430 — 370 млн лет, а выше офиолитов располагаются позднеюрские упомянутые выше вулканические толщи островной дуги, возникшей над зоной субдукции. В пределах всех террейнов примерно в 8 пунктах Колымской петли имеются разрозненные выходы пород офиолитовой ассоциации, представленные фрагментами в виде тектонических пластин и клиньев, залегающих на палеозойских толщах или внутри них и ограниченные разломами (рис. 6.2). Ассоциация чаще всего представлена своими нижними частями — серпентинизированными гипер- базитами, габброидами кумулятивного комплекса, базальтами. Все офиолиты залегают в тектонических покровах.

Структурный разрез через центральную часть Омулевского террейна (вдоль рек Догдо и Кыра) (по Л. М. Парфенову и др.)

Рис. 6.1. Структурный разрез через центральную часть Омулевского террейна (вдоль рек Догдо и Кыра) (по Л. М. Парфенову и др.)

Геологический разрез Уяндинских офиолитов Мунилканского океанического террейна (по Л. М. Парфенову и др.)

Рис. 6.2. Геологический разрез Уяндинских офиолитов Мунилканского океанического террейна (по Л. М. Парфенову и др.)

Важным элементом геологического строения структур Колымской петли являются постаккреационные пояса гранитных батолитов, опоясывающих эту складчатую петлю. Главный пояс батолитов простирается на 1100 км в северо- западном направлении вдоль границы Иньяли-Дебинского террейна. Последние исследования по датированию гранитов 40Аг — 39Аг-методом выявили очень узкий интервал их формирования — 143—138 млн лет. Преобладают гранитоиды и граниты с площадями до нескольких сотен квадратных километров. Главный пояс батолитов сформировался в зоне коллизии, где глубины магмогенерации составляли 25 — 30 км или меньше в обстановке повышенного содержания флюидов. Северный пояс батолитов протягивается в широтном направлении примерно на 700 — 800 км согласно с простиранием террейнов в этой части Колымской петли. Возраст гранитоидов находится в интервале 138— 120 млн лет, т.е. чуть моложе, чем батолиты Главного пояса.

К западной части Колымской складчатой петли примыкает крупная наложенная Зырянская впадина, выполненная позднеюрскими и меловыми мощными угленосными молассами.

Новосибирско-Чукотская складчатая система. Восточнее структур Колымской петли располагается Новосибирско-Чукотская складчатая система, ограниченная на западе Южно-Анюйской шовной зоной — офиолитовой сутурой, простирающейся и на Новосибирские острова.

Южно-Анюйская сутура прослеживается от о. Большой Ляховский до Анюйского хребта западной Чукотки и Колючинской губы северо-восточной Чукотки. Эта зона — одна из важнейших на северо-востоке России — образована чрезвычайно сложным складчато-надвиго-покровным комплексом пород от нижнего триаса до верхней юры и нижнего мела, хотя встречаются и палеозойские ультрабазиты. В этом комплексе в разных сочетаниях присутствуют базальты, перидотиты, кремнистые сланцы, т.е. офиолитовая ассоциация и энсиматические островные дуги, и разнообразные туфы, граувакковые песчаники, турбидиты. В подошве надвиговых пластин развиты метаморфические породы — зеленые сланцы и амфиболиты. Аллохтонные пластины часто не имеют видимых корней и образуют синформы. Возраст офиолитовой ассоциации (базальтов) варьирует от 312 — 291 ± 62 млн лет на северо-западе до 190 млн лет в центре шовной зоны, которая трассируется узкой зоной положительных магнитных аномалий под меловыми и кайнозойскими отложениями Приморской впадины. В этой же зоне по набору вулканогенных и осадочных пород выявляются фрагменты как энси- матических, так и энсиалических островных дуг. Из-под надвиговых пластин местами в антиформах обнажается автохтон — глинисто-кремнистые и карбонатные породы нижнего карбона, местами с субщелочными базальтами, отвечающими, по-видимому, времени заложения рифтов на платформенном основании.

Таким образом, Южно-Анюйская сутура в целом представляет собой покровную систему северной вергентности, осложненную ретронадвигами и сдвигами более позднего возраста. Возникла она на краю субконтинентального блока Евразии и Южно-Анюйского океанического бассейна — фрагмента Протоарктического океана. На этом краю формировались аккреционная призма и островные дуги разного типа. В начале раннего мела в результате коллизии континентальных блоков образовалась складчато-надвиговая структура с пакетами покровов, усложнившаяся в апте — альбе.

Восточнее Южно-Анюйской сутуры — главного коллизионного шва — располагаются две складчатые системы: Новосибирско- Чукотская и о. Врангеля-Брукса (хребет на Аляске). Первая из них является самой большой и охватывает весь северо-восток, п-ов Чукотку, включая Восточно-Чукотский древний массив.

Новосибирско-Чукотская складчатая система начинается с террейна о. Котельный, на котором обнажаются ордовикско-нижнекаменноугольные кар- бонатно-терригенные отложения, а выше с несогласием залегают турбидиты триаса — юры и континентальные терригенные отложения апта — альба. Складчато- надвиговая структура Котельного сформировалась в начале раннего мела, но повторные деформации имели место даже в палеогене. Комплекс раннепалеозойских пород отвечает шельфовой обстановке пассивной окраины, по-видимому, Сибирского континента, а вышележащие толщи имеют сходство с террейнами Западной Чукотки, палеозойско-мезозойские отложения которых представлены карбонатными шельфовыми толщами девона — карбона и более глубоководными турбидитами пермотриаса. В раннем триасе мощно проявился базальтовый, местами субщелочной рифтогенный вулканизм.

Самые древние девонско-каменноугольные породы вскрываются в Лляр- маутском и Петгымельском поднятиях (до 4,5 км), которые отделяются от мезозойских отложений пологими зонами бластомилонитов, что может указывать на образование покровов. Бескорневые аллохтоны, по мнению Г. Е. Бондаренко и М. В.Лучицкой, могли перемещаться с юга из Алазейско-Олойского террейна. В поздней юре и до аптского века включительно на складчатом основании развивались грабенообразные впадины, например большая Раучуанская, заполненная континентальными грубообломочными молассами (до 3 км), средними и кислыми вулканитами. В меловое время произошло внедрение многочисленных гранитоидных тел, с которыми связано золотое оруденение.

Террейн Восточной Чукотки граничит на востоке с Восточно-Чукотским древним массивом, сложенным нижнепротерозойскими гнейсами и кристаллическими сланцами, перекрытыми сильно дислоцированным терригенно- карбонатным чехлом (до 4 км) ордовика — нижнего карбона. В составе собственно Восточно-Чукотского террейна известны рифейские (?) метаморфиты, обнажающиеся в отдельных поднятиях. Также присутствуют карбонатные шельфовые отложения нижнего палеозоя и верхнепалеозойские известняки и песчаники, триасовые глинистые сланцы и позднетриасовые турбидиты. Субщелочные эффузивы, имеющие рифтовую природу, встречаются в девонских — раннекаменноугольных толщах. На всех этих образованиях в тектонических покровах залегают офиолиты, шарьированные с юго-востока в начале раннего мела, а в сеноманское время покровно-складчатая структура была осложнена сдвигами.

Террейн Врангеля-Брукса связан с Чукотским террейном. На о. Врангеля обнажаются верхнерифейские гнейсы и кристаллические сланцы, прорванные гранитами возрастом 700 — 630 млн лет. На этом основании залегают силурийско-триасовые шельфовые терригенно-карбонатные отложения, разделенные рядом несогласий. В позднем девоне имели место извержения рифтогенных бимодальных вулканитов — базальтов и риолитов. В раннем мелу сформировалась покровно-складчатая структура северной вергентности, а в альбе — сеномане возникли правые сдвиги северо-западного простирания и сбросы.

Метаморфический фундамент о. Врангеля имеет сходство с породами Восточно- Чукотского массива и п-ова Сьюард на Аляске. На востоке Новосибирских о-вов, в частности на о. Котельном, также выделяется среднедевонско-раннекамен- ноугольный прогиб, выполненный мощной (до 7 км) толщей песчаников с покровами базальтов. В перми, триасе — ранней юре накапливаются морские, терригенные, местами флишоидные отложения, а верхняя юра — низы мела представлены молассами. В середине раннего мела произошли складчатость и внедрение гранитоидов. Все эти отложения, испытавшие деформации перед поздней юрой и в начале раннего мела, сформировались в краевой части пассивной окраины предполагаемой Гиперборейской платформы.

Развитие Верхояно-Чукотской складчатой области было тесно связано с взаимодействием Евразиатской и Северо-Американской литосферных плит, что было хорошо проиллюстрировано в работах В.С.Имаева и Л.П.Имаевой. Изменение полюсов вращения плит приводило то к обстановкам сжатия в области, то, наоборот, к растяжению.

Так, еще в начале палеогена не существовали современные горные хребты, а те, которые возникали раньше, были снивелированы. Только в Зырянской впадине в палеоцене — эоцене возник прогиб, выполненный грубообломочными толщами (0,5 км) с пластами бурых углей. Только в олигоцене начались процессы сжатия и стали формироваться современные хребты — Верхоянский, Момский, Черского и другие — и впадины по их обрамлению (Нижнеалданская). В позднем миоцене — раннем плиоцене в сводовых поднятиях в условиях сжатия стали образовываться надвиги и связанные с ними складки. Возникают грабенообразные впадины — Момская, Усть-Янский рифт и др. В среднем плейстоцене воз- дымание горных хребтов вновь начало усиливаться, так как литосферные плиты начали смещаться быстрее.

В палеоцене — эоцене в море Лаптевых начали формироваться рифтовые впадины — Усть-Ленская, Устъ-Янская, Чондонская, Бельковско-Святоносская, Ляховская и другие (рис. 6.3) Главная система рифтовых впадин является продолжением современного спредингового хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане. Именно на простирании этих структур в юго-восточном направлении и находится пояс повышенной сейсмичности в хр. Черского, прослеживающийся к Охотскому морю. Сближение литосферных плит со скоростями 20 — 25 мм/год, определяющее современную геодинамику Верхоянской складчато-надвиговой области, подтверждается материалами спутниковой геодезии на многочисленных станциях GPS.

Выводы. Верхояно-Чукотская складчатая область в своей западной части сформировалась на пассивной окраине Сибирского континента и характеризуется мощной терригенной толщей верхоянского комплекса, дислоцированной в меловое время, надвинутой на платформу с образованием Предверхоянского краевого прогиба, снос материала в который шел со стороны платформы. Складчатые структуры Колымской петли представляют собой коллаж различных террейнов с офиолитами, фрагментами островных дуг и остатками раздробленных микроконтинентов. После замыкания океанических бассейнов и аккреционных процессов внедрились многочисленные плутоны гранитов. Южно-Анюйская офио- литовая сутура возникла в результате замыкания фрагмента Протоарктического океана на краю континентального Евразийского блока. Новосибирско-Чукотская система образовалась на континентальной пассивной окраине, раздробленной в начале мезозоя. На шельфовых отложениях с юго-востока в раннем мелу были шарьированы офиолиты, а в начале позднего мела все структуры были осложнены сдвигами.

Геологический профиль через южную часть моря Лаптевых (по Н. А. Богданову и др.)

Рис. 6.3. Геологический профиль через южную часть моря Лаптевых (по Н. А. Богданову и др.)

Таким образом, геологическая история развития Верхояно-Чукотской складчатой области определяется аккреционно-субдукционными процессами вдоль Азиатской активной окраины Проарктического океана в допозднеюрское время и в поздней юре. В это время происходило открытие Канадского океанического бассейна, в результате чего микроконтинент Чукотка — Арктическая Аляска стал перемещаться и закрыл бассейн Протоарктического океана. В начало раннего мела, в неокоме, формировалась покровно-складчатая структура региона. Эти процессы определялись взаимодействием микроконтинентов (массивов), разделенных бассейнами с корой континентального типа или с утоненной корой. В позднем мезозое микроконтиненты испытали перемещение, вращение и оказались сближенными и в раннем мелу подверглись коллизии. В местах, где происходила субдукция, в поздней юре — раннем мелу формировались энсиматические и энсиалические островные дуги. В раннем мелу завершила свое развитие система зон конвергенции.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >