магматизм. Документ Microsoft Word. Архейский срез Для решения проблемы происхождения архейской континентальной коры необходимо ответить на два фундаментальных вопроса

• Название: Архейский срез Для решения проблемы происхождения архейской континентальной коры необходимо ответить на два фундаментальных вопроса
• Анкор: магматизм
• Дата: 27.12.2022
• Размер: 46.93 Kb.
• Имя файла: Документ Microsoft Word.docx
• Тип: Документы; #866609
• страница: 2 из 2

Появлению Левантского разлома предшествовала рассредоточенная вулканическая деятельность в раннем-среднем миоцене. Сам разлом образовался в позднем миоцене, 5–6 млн. лет назад. И только после этого стали формироваться лавовые плато, уже контролируемые структурой разлома.

Обращает на себя внимание наличие новейшего вулканизма в пределах грабенов вдоль оси Левантского разлома (Эль-Габ, Тибериадское озеро, Мертвое море). Это свидетельствует о наличии под ними локальных выступов кровли астеносферного диапира, за счет растекания которых и образовались сами грабены, обязанные своим происхождением как мантийному диапиризму, так и сдвиговым процессам вдоль Левантского разлома.

Таким образом, проведенное исследование показало, что области внутриплитного вулканизма периферии новообразующегося океана могут устойчиво существовать на протяжение не менее 25 млн. лет. При этом в их пределах происходит активное механическое взаимодействие кровли астеносферного диапира с земной корой, приводящее к закономерной миграции как вулканической, так и тектонической активности. Ведущую роль при этом играет астеносферный диапир, но деформации земной коры оказывают существенное влияние на формирование конкретных центров магматической активности.

Учитывая длительную (25 млн. лет) историю развития вулканизма в этом регионе в связи с его геодинамикой можно прогнозировать в будущем вулканический покой к северу от Пальмирид, в полях миоценовой активности, поскольку погружающиеся на север корни складчатых сооружений перекрыли здесь астеносферные очаги. На юге от Пальмирид в поле голоценового вулканического плато есть основания ожидать продолжения вулканической активности, поскольку глубинная ситуация и характер взаимодействия астеносферы и литосферы здесь не изменяется. т.е. экологическая угроза сохраняется.

Пример еще более локального прогноза экологических последствий современного вулканизма дает комплексное (геодинамическое, магматологическое, изотопно-геохимическое, геофизическое и геотермическое) изучение вулкана Эльбрус в Северо-Кавказском регионе.

Вулкан Эльбрус, расположенный в густонаселенной части юга России на Северном Кавказе, считался потухшим. Его вулканическая постройка имеет в плане изометричную форму (диаметр основания до 18 км, а диаметр сохранившегося кратера восточной вершины до 250 м) и покрыта мощным ледниковым панцирем. В последнее время появились новые данные, позволившие пересмотреть эту точку зрения.

1. Под Эльбрусом выявлена отрицательная гравиметрическая аномалия, которая, вероятно, отражает наличие на глубине магматического очага вулкана с температурой не ниже 700 °С.

2. В Приэльбрусье были зарегистрированы землетрясения с частотой колебания 1–2 Гц и устойчивым присутствием на сейсмограммах интенсивной поверхностной волны (Хитаров и др., 1985), резко отличающимися по этим параметрам от землетрясений в других частях Северного Кавказа (5–6 Гц). Эти данные свидетельствуют, скорее всего, о наличии на глубине разуплотненного вещества. Выявленная в районе Эльбруса специфичная картина микросейсмичности обычно наблюдается в пределах вулканических полей действующих вулканов.

3. На существование под вулканом Эльбрус еще не остывшего магматического очага указывают: аномально высокая (4,8*10^–5 кал/см²сек) плотность теплового потока, более чем на порядок превышающая фоновый показатель для Северного Кавказа; наличие фумарольной деятельности и термальных минеральных источников.

Все вышеуказанные аномалии, выявленные в пределах Эльбрусского вулканического центра, практически совпадают с гравитационными минимумами – 80 мГл (Приэльбрусье) и – 100–120 мГл (Эльбрус, с экстремально низкой плотностью 2,1*10³ кг/м3) на фоне гравитационного поля для Центрального Кавказа в –20–40 мГл, а также со знакопеременными магнитными аномалиями, (от –7 до +12,7*10² нТл), установленными в районе Эльбруса на фоне относительно спокойного магнитного поля (0–2 нТл) для Центрального Кавказа.

Проведенный нами анализ единичных, часто противоречивых, радиологических, палеомагнитных и геологических (соотношения с датированными моренами и периодами оледенений) данных говорит о том, что породы вулкана Эльбрус сформировались, по-видимому, в интервале от позднего плиоцена - раннего плейстоцена до голоцена при последних извержениях вулкана не древнее 3000 лет. Последние радиоуглеродные датировки указывают на очень молодой возраст пеплов, туфов и лав Эльбруса порядка 900–2500 лет (в печати).

Прогнозной оценкой возможной активности вулкана Эльбрус и были обусловлены те комплексные исследования, которые мы начали и собираемся проводить совместно с вулканологами Камчатки и США. На первом этапе исследований нами была составлена геологическая карта Эльбруса и проведен анализ динамических характеристик вулканизма Эльбрусского центра. Расчеты показали, что после первого полного цикла активности (нижний плейстоцен – верхи верхнего плейстоцена), с практическим прекращением вулканической активности в конце цикла, устанавливается резкое увеличение объемов изверженного материала в голоцене, что, возможно, может фиксировать начало следующего цикла активности, чего не наблюдается для вулкана Казбек.

Принципиальное значение для предсказания типа (спокойный или катастрофический) предполагаемых извержений имеют данные о происхождении родоначальных магм вулкана Эльбрус. В содружестве с лабораторией изотопной геохронологии ИГЕМ РАН были начаты комплексные исследования изотопных систем пород Эльбрусского центра. Вопреки существующим представлениям об исключительно коровой природе новейших лав Эльбрусского вулканического центра нами впервые установлена существенная роль мантийной компоненты в их первичных расплавах. На мантийную природу основной составляющей источника магм, давших новейшие лавы Эльбрусской области, указывают, в частности, изотопный состав неодима (Nd от +1,3 до –3,5), стронция (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,70506–0,70590), отрицательная, близкая к мантийной, корреляция между ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd для лав Эльбрусского центра. Наш вывод подтверждается результатами измерений гелия в подземных флюидах Большого Кавказа, проведенных Б.Г. Поляком и др. (1996). Установлены максимальные значения примесей мантийного гелия в Приэльбрусье (³He/⁴He = 260*10^–8) и особенно в районе вулкана (³He/⁴ He от 360*10 ^–8 до 800*10 ^–8) при фоновых значениях для Северного Кавказа порядка 5–31*10^–8. Распределение же ³He/⁴ He не прямо коррелируется с распределением плотности теплового потока, обусловленного разгрузкой тепломассопотока из мантии в кору. Выявлено, что наблюдаемая неоднородность изотопного и вещественного состава новейших вулканитов в пределах Эльбрусской вулканической области чаще всего связана с процессами контаминации исходных мантийных расплавов сиалическим коровым материалом. В пользу контаминации первично мантийного расплава коровым компонентом свидетельствуют, в частности, повышенные значения О (6,8–7,5%) в лавах Эльбрусского комплекса.

Структурные элементы платформенных областей. Древние и молодые платформы.
Платформы характеризуются малой подвижностью, слабым расчленением на области поднятий и погружений, малыми амплитудами колебательных движений, меньшим развитием магматизма, по сравнению с подвижными поясами (геосинклиналями). Платформы образуются на месте ранее существовавших геосинклинальных областей, поэтому выделяют два структурных этажа - складчатый фундамент и осадочный чехол. В основании осадочного чехла выделяют переходный комплекс (рис.1).Фундамент формировался в геосинклинальных условиях и состоит из сложно дислоцированных метаморфизованных осадочных и вулканогенных формаций, пронизанных гранитными интрузиями. На древних платформах складчатый фундамент соответствует гранитно-метаморфическому слою.Переходный комплекс заполняет авлакогены - узкие надразломные структуры типа ступенчатых грабенов, заполненных молассообразными формациями.Осадочный чехол сложен различными пологозалегающими формациями платформенного типа. Возраст платформы определяется возрастом её фундамента. Выделяют древние платформы - кратоны и молодые платформы - квазикратоны, или метаплатформенные области.Выступы докембрийского фундамента на поверхности платформы называются щитами. Они обладают большой устойчивостью, осадочный покров, как правило, отсутствует.Опущенные участки платформы, перекрытые осадочным чехлом различной мощности, называются плитами. В пределах плит выделяют антеклизы и синеклизы.Антеклизы - это поднятия, соответствующие областям относительно неглубокого погружения фундамента, прикрытые маломощным осадочным чехлом (Волго-Уральская, Воронежская, Белорусская и т.д.).Синеклизы - это впадины, соответствующие областям глубокого погружения фундамента, заполненные мощной толщей осадочных пород (например, Прикаспийская, Московская синеклизы).Взаимоотношение платформенных и геосинклинальных областей выражается тремя тектоническими формами: 1) краевыми швами, 2) краевыми прогибами и 3) вулканическими поясами.Схема строения платформенной областиДревние платформы (кратоны) - платформы с докебрийским фундаментом, составляющие древнейшие центральные части материков, и занимающие около 40% их площади (Северная Америка, Восточная Европа, Сибирская платформа). В их фундаменте преобладают архейские образования за ними раннепротерозойские. Эти образования, как правило, сильно метаморфизованы и принадлежат к амфиболитовой и гранулитовой фации, главную роль занимают гнейсы и кр. сланцы и граниты. Поэтому фундамент древних платформ называют гранито-гнейсовым или кристаллическим. Другие платформы имеют полигональные очертания и отделены от смежных оргенов их передовыми прогибами, которые наложены на опущенные края этих платформ, либо тектонически перекрыты их надвинутыми периферическими зонами.Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь в строении материков (около 5%) и располагаются либо по периферии материков, либо между древними платформами (Западно-Сибирская между Восточно-Европейской и Сибирской). Фундамент слагается в основном фанерозойскими осадочно-вулканогенными породами, которые подвергаются метаморфизму зеленосланцевой фации, граниты и другие инрузивные образования играют подчиненную роль. Фундамент называется складчатым, но от осадочного чехла отличается высокой дислоцированностью. В зависимости от возраста складчатости эти платформы различаются на эпикаледонские, эпигерцинские и эпикиммерийские. Осадочный чехол молодых платформ представлен отложениями мела. Нередко между фундаментом и чехлом выделяют промежуточный комплекс, выполняющий отдельные впадины. От фундамента отличается слабой дислоцированностью и отсутствием гранитов, а от чехла отделяется несогласием. К этому комплексу относятся образования двух типов: 1) осадочное моласовое или моласово-вулканическое выполнение межгорных впадин последнего орогенного этажа развития подвижного пояса, предшествовавшего образованию платформы. 2) обломочное или вулканогенно-обломочное выполнение рифтовых грабенов образованных на стадии перехода от орогенного этапа развития к раннеплатформенному.Молодые платформы значительно больше покрыты осадочным чехлом, чем древние, максимальная мощность (больше 10 км.) осадочного чехла приурочена к участкам аномального строения фундамента, где кора имеет мощность менее 15-20 км (рис.1.2)платформа отложение складчатый Ордовикские и силурийские отложения Русской плиты.Русская плита -- центральная часть Восточно-Европейской платформы, расположенная между Балтийским щитом на севере, Украинским щитом на юге, Предуральским прогибом на востоке (рис. 2).В начале ордовикского периода в пределах широтного Балтийского прогиба происходят опускания и с запада море трансгрессирует на восток, распространяясь примерно до меридиана Ярославля, а на юге до широты Вильнюса. Морские условия существовали и в Приднестровском прогибе.В Прибалтике ордовик представлен морскими терригенными отложениями - в нижней части, терригенно-карбонатными - в средней, карбонатными - в верхней. В верхней карбонатной части встречается богатая и разнообразная фауна трилобитов, кораллов, табулят, брахиопод, мшанок и других организмов, существовавших в условиях теплого мелкого моря. Общая мощность отложений ордовика в Прибалтике до 300 м. В Приднесторвском прогибе разрез ордовика представлен маломощной (десятки метров) толщей глауконитовых песчаников и известняков. Вся остальная территория платформы в ордовикский период оставалась приподнятой и не покрывалась морем.В силурийском периоде на западе платформы существовал широтный Балтийский прогиб, сократившийся в размерах по сравнению с ордовикским временем. Восточней Латвийской седловины море не проникало. На юго-западе силурийские отложения находятся в Приднестровье. На ордовикских отложениях согласно без перерыва залегают силурийские, которые представлены карбонатными и карбонатно-глинистыми породами: известняками, мергелями, реже глинами. Встречается обильная и разнообразная фауна. Мощность силурийских отложений в Эстонии 100 м, Вильнюс - 150 м, Калининградская область - 700 м, Южная Швеция - 1000 м, Северная Польша - 2500 м. В Подолии и в районе Львова мощность силура 500 - 700 м. Одинаковый характер фауны в Балтийском и Приднестровском прогибах позволяет предположить, что эти морские бассейны соединялись где-то на территории Польши.В силуре преобладают отложения открытого мелкого моря и только по восточным окраинам морского бассейна были развиты прибрежные фации. С течением времени область поднятий охватила большую часть платформы, море отступило к западу и в позднем силуре почти покинуло ее пределы.На рубеже раннего и среднего девона происходит существенная перестройка структурного плана Русской плиты.Выводы. Таким образом, ордовике и силуре в пределах плиты господствовали поднятия, которые, начиная с кембрия, постепенно захватывали все большую площадь. Опускания наиболее устойчиво проявлялись в западной части. В позднем силуре возникли платформенные инверсионные поднятия, ориентированные в субширотном направлении. В это время, которое отвечает каледонской эпохе развития окружавших платформу геосинклинальных областей, климат был жарким или теплым, что наряду с мелководными морскими бассейнами способствовало развитию обильной и разнообразной фауны. Верхнепалеозойские структуры и формации Сибирской платформы.Сибирская платформа обладает архейско-нижнепротерозойским метаморфическим фундаментом, который на большей части территории покрыт рифейско-вендским чехлом. На северо-востоке и востоке платформа граничит с Верхояно-Чукотской мезозойской складчатой областью, от которой она отделяется Предверхоянским краевым прогибом и Сета-Дабанским антиклинорием Южно-Верхоянской складчатой системы. На юго-востоке к платформе примыкает Монголо-Охотская складчатая система. С юго-востока, юго-запада и запада платформу дугообразно огибает Урало-Монгольский подвижный пояс. Западная граница платформы проводится вдоль долины Енисея и западного края Турухано-Норильской зоны. Северная граница проводится по северной границы Усть-Енисейско-Хатангского прогиба и далее к востоку до дельты Лены по Ленно-Анабарскому прогибуТектоническая структураЮго-восточную часть платформы занимает обширный выступ архейско-нижнепротерозойского фундамента- Алдано-Становой щит. В северной части платформы Анабарский массив. Верхнепротерозойско-фанерозойский платформенный чехол слагает огромную Ленно-Енисейскую плиту. Нижняя часть разреза в основном приурочена к ряду авлакогенов, заложенных в рифее и частично активизировавшихся в девоне.Девонско-нижнекаменноугольный комплексВ позднесилурийское время, в результате поднятий, охвативших Сибирскую платформу, большая часть ее территории превратились в сушу. В начале девонского периода вновь произошло опускание территории. Погружениями была охвачена северная часть Тунгусской синеклизы. Сформировалась Вилюйская синеклиза, осложненная рядом грабенообразныз прогибов по ее оси. В юго-западной части платформы образовалась сравнительно небольшая Канская впадина. Некоторое усиление тектонических движений в девонское время на Сибирской платформе сопровождалось довольно энергичными проявлениями магматизма, охватившим различные ее структурные элементы.Девонские отложения распространены на юго-западе платформы в Канской впадине. В виде отдельных выходов девон прослеживается на самой западной и северо-западной окраине Тунгусской синеклизы, в Турухано-Норильском поднятии. На северо-восточном борту Тунгусской синеклизы девонские отложения известны в верховьях р. Мойеро. Обнаружен девон на крайнем севере платформы, в Нордвикском районе.Нижний девон согласно залегает на отложениях силура и северных районах, представлен доломитами, глинами, известняками, пачками гипсов. По северо-восточному краю Тунгусской синеклизы в низах разреза девона широко развиты сульфатные породы. Мощность нижнего девона не превышает 300 м. Каменная соль, слагающая соляные купола в Нордвикском районе Хатангского прогиба имеет нижнедевонский возраст. Средний девон сложен на севере пестроцветными мергелями и доломитами с прослоями гипсов мощностью 250 м. Верхний девон представлен толщей до 700 м красноцветных мергелей, известняков и гипсоносных доломитов. Девон Канской впадины представлен мощной до 5 км толщей лагунно-континентальных отложений - красноцветными песчаниками, доломитами, мергелями, а также широко развитыми базальтами и андезито-базальтами (трапповая формация). В Вилюйской синеклизе, вероятно, присутствуют верхи среднего девона и верхнедевонские отложения, представленные пестроцветными терригенно-карбонатными породами с прослоями и силлами базальтов, туфов и пеплов, а также соленосными толщами в районе Кемпендяйского грабена.Таким образом, в девонский период морские условия существовали лишь на северо-западе платформы. Южнее располагалась мелководная лагунная зона, в которой периодически происходило осаждение сульфатных пород - гипсов и ангидритов. Еще южнее накапливались лишь континентальные отложения, часто красноцветные. Источником сноса в это время служили горные сооружения, обрамлявшие Сибирскую платформу с юга и юго-запада. Максимальные мощности морских отложений наблюдаются в Курейском районе, а континентальные в Канской впадине. Большая часть платформы в девонское время представляя собой сушу, на которой господствовал жаркий и засушливый климат.Нижний карбон распространен наиболее локально из всех отложений палеозойского разреза. В северо-западных районах платформы (Тунгусская синеклиза) известны морские органогенные известняки с прослоями сульфатов, относящихся к турнейскому ярусу, мощностью до 200 м. К югу появляются мергели и песчаники мощностью всего несколько десятков м. В Канской впадине низам нижнего карбона отвечают маломощные пачки кварцевых песчаников и реже известняков. Верхние части разреза визейский и серпуховский ярусы представлены зеленоватыми песчаниками, часто с туфогенным материалом мощностью до 200 м. В раннем карбоне в северо-западную часть платформы проникло море, максимум трансгрессии которого приходится на позднее турне. Регрессия началась в начале визейского века, а в конце серпуховского века в отдельных местах платформы уже начали формироваться континентальные угленосные отложения.Среденкаменноугольный-верхнетриасовый комплекс.В среднем карбоне морское осадконакопление сменилось континентальным на большей части Сибирской платформы. Наиболее энергичные тектонические движения происходили в западной половине платформы, где формировалась Тунгусская синеклиза, унаследованная от раннепалеозойской впадины, существовавшей на этом месте. Вся Тунгусская синеклиза выполнена Тунгусской серией (средний карбон - нижний триас), сложенной континентальными, угленосными и вулканогенными отложениями. Тунгусская серия подразделяется на две толщи: нижняя или продуктивная, с угольными пластами, отвечающая среднему карбону - верхней перми и верхнюю вулканогенную, в основном триасовую, но частично захватывающую и верхнюю пермь.Продуктивная толща в северных районах Тунгусской синеклизы начинается с серпуховского яруса нижнего карбона, а в южных - с верхнего отдела каменноугольной системы. В строении толщи участвуют разнообразные песчаники, алевролиты, аргиллиты, прослои глинистых известняков и конгломератов, редко прослои туфогенных пород и туфов. Среди терригенных отложений на разных стратиграфических уровнях и в различных местах появляются пласты угля рабочей мощности. Продуктивная толща формировалась в условиях обширных аллювиальных, заболоченных и озерных равнин. Углеобразование происходило в ранней и поздней перми, но в конце поздней перми климат стал более сухим, и угленакопление шло лишь в отдельных болотистых местах. В пределы этой равнины с северо-запада временами вторгалось море, но быстро отступало.По юго-западной окраине Тунгусской синеклизы верхнепермские отложения отсутствуют, и продуктивная толща заканчивается нижнепермскими отложениями. Мощность продуктивной толщи достигает на северо-западе и в северных районах Тунгусской синеклизы около 1 км, а в южном направлении уменьшается до первых сотен метров.Схема региональной тектоники Сибирской платформы (Цейслер В.М.,1984 г). 1 - выходы на дневную поверхность пород кристаллического фундамента; 2 - границы региональных поднятий; 3 - Предверхоянский передовой прогиб; 4 - граница платформы. Общие особенности строения альпийских и киммерийских складчатых сооружений Средиземноморского пояса от Восточных Карпат до Памира.Средиземноморский складчатый пояс пересекает территорию Северной Евразии в широтном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отделяя южную группу древних платформ (Африка, Аравия, Индия), до середины юры составлявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Восточно - Европейской, Сибирской, Таримской, Китайско-Корейской платформ. Выделяются несколько возрастных групп поясов столкновения: поздне-палеозойский - Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский (триас-юра) - Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой - Центральный Памир, Малый Кавказ, палеоген-неогеновый - Карпаты. Начало мезозоя (T-J1) характеризует относительно тектонически спокойную стадию, близкую к платформенной (это время формирования осадочного чехла Скифской и Туранской плит). Повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя (J2-K) привел к резкой активизации тектонических процессов, и, в конечном счете, дал начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу. Поскольку структуры, относящиеся к Альпийскому складчатому поясу лишь частично располагаются на территории Российской Федерации (Северный Кавказ), поэтому их строение рассматривается в очень сжатом виде.Восточные Карпаты состоят из серии тектонических покровов, надвинутых в северо-восточном направлении на край Восточно-Европейской платформы. В строении этой покровной области выделяют три зоны: Зона внешних покровов, представленные мел-олигоценовыми флишевыми и молассовыми толщами. Молассы тяготеют к самой периферии Карпат и по существу принадлежат краевому прогибу. Флиш представлен чередованием мергелей и чёрных сланцев. По своей геодинамической природе флишевые толщи представляют собой осадочную призму континентального склона и подножия вблизи пассивной окраины Восточно-Европейской платформы. Складчатые деформации во внешней зоне начались в миоцене и продолжаются до настоящего времени. Центральная зона покровов отличается от внешней зоны тем, что среди мел- палеогеновых деформированных флишевых отложений эпизодически встречаются породы мезозойской (позднеюрской) океанической коры. Внутренняя зона покровов или так называемая зона "утесов" характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Она представляет собой выходы на поверхность блоков позднетриас-юрских известняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных во флишевую матрицу. Сам флиш имеет меловой возраст. Кроме вышеперечисленных, присутствуют блоки древних, докембрийских метаморфических пород перекрытых мел-палеогеновой молассой. От внешних покровов внутренние отличаются более ранними деформациями - на рубеже раннего мела, а затем в миоцене. К юго-западу цепь Карпат сменяется Закарпатской впадиной представляющей часть Пононской впадины. Внутри неё располагается пояс известково-щелочных вулканитов плиоценового возраста. Формирование современной структуры Восточных Карпат и надвигооборазование является следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой. Движение покровов продолжается и в настоящее время, на что указывает существование глубинной сейсмофокальной зоны под Карпатами.Горный Крым представляет собой складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Чёрного моря. В центральной части обнажаются триасовые и юрские отложения, на север возраст отложений постепенно омолаживается до неогена. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии (триас-нижняя юра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в который включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские вулканиты - базальты, андезитобазальты, шошониты. Лавы отделены от флиша несогласием и ассоциируют с кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. Излияния происходили как в наземной, так и подводной обстановке. Вулканиты принадлежат известково-щелочной серии островодужного типа. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими карбонатными отложениями. Юра перекрыта меловыми и палеогеновыми существенно карбонатными мелководными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла собой шельфовую окраину Южной Европы.Копетдаг. Складчатая система Копетдага ограничивает с юга Туранскую плиту. В ее структуре выделяются Копетдагское поднятие, Предкопетдагский прогиб, и примыкающая к ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область Копетдага возникла на месте мезозойско-раннекайнозойской пассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии. В строении области выделяются два типа разрезов: 1. северный, скрытый под чехлом Туранской плиты и выходящий на поверхность в Большом Балхане, представлен песчано-сланцевыми толщами, деформированными перед мелом; 2. южный - собственно Копетдагский тип, представлен непрерывной карбонатно- терригенной толщей от юры до миоцена, испытавшей складчатость в позднем кайнозое, характеризуется чередование мелководных известняков, мергелей, песчаников, глинистых сланцев, накапливавшихся в условиях континентального шельфа. В тектоническом строении Копетдага просматривается крупная покровная зона, по которой вышеназванные геологические комплексы перемещены в северном направлении и надвинуты на чехол Туранской плиты. Надвигообразование и основной этап деформаций фиксируется в середине миоцена.Памир. Складчатые сооружения Памира сформированы в результате столкновения с Евразией Индийского континента. В этом отношении Памир сходен с Гималаями и Южным Тибетом и отличается от Кавказа. В целом складчатое сооружение Памира имеет дугообразную структурную форму, расположенную над самым северным выступом Индийского континента и представленное серией покровов, перемещенных в северном направлении. В структуру Северного Памира входят пластины представленные: 1) палеозойскими вулканическими толщами, среди которых выделяются как толеиты близкие к базальтам СОХ, так и известково-щелочные базаль-андезит-дацит- риолитовые островодужные комплексы в ассоциации с карбонатными и терригенными осадками, в том числе флишевого и олистостромового строения; 2) докембрийскими кристаллическими сланцами, парагнейсами, мраморами, представляющими собой фрагменты микроконтинентов; 3) разновозрастными породными ассоциациями хаотического строения, представляющие собой остатки аккреционной призмы. В составе Центрального Памира выделяются два типа разрезов. Первый характерен для континентального подножия Гондваны и представлен мощной терригенной толщей палеозой-раннемезозойского возраста, большая часть которого составлена триасовым флишем (до 2 км по мощности). Второй представляет собой шельфовую часть окраины Гондваны, которая характеризуется, главным образом, карбонатными отложениями от венда до позднего триаса. Причленение Центрального Памира (обломка Гондваны) к Северному Памиру произошло в позднем триасе-ранней юре, одновременно с формированием аккреционной призмы Северного Памира. Южный Памир состоит из двух подзон - Юго-Западного и Юго-Восточного Памира. Первый представляет собой блок докембрийских метаморфических пород с возрастом 2.7-1.0 млрд.лет. В позднем мелу эти породы были повторно метаморфизованы и прорваны гранитами. Юго-Восточный Памир сложен карбон - пермскими и триасово-юрскими отложениями гондванского типа (фрагмент пассивной окраины Гондваны). Разрез представлен известняками с покровами базальтов и глубоководными осадками. Рушанско-Пшартская шовная зона соединяющая Центральный и Южный Памир представляет собой пакет, состоящий как минимум из четырёх пластин, каждая из которых имеет индивидуальные черты строения, возраст выведенных на поверхность пород от карбона до юры включительно. Наиболее характерны два типа разрезов. Первый представлен толщей карбон-пермских известняков, ассоциирующих с покровами базальтов, перекрытых граувакками триасового возраста. Этот тип разреза отвечает рифтогенному комплексу, связанному с расколом и раздвижением Гондванских континентов. Второй тип разреза характеризуется глубоководными отложениями (радиоляриты, кремнистые сланцы верхней перми, триаса, юры), местами отмечаются горизонты подушечных лав. В юрских отложениях прослеживаются олистостромовые горизонты с глыбами палеозойских известняков. Этот разрез типичен для батиальных условий континентального подножия и абиссальной равнины. Офиолитовые комплексы представляют собой фрагменты океанической коры раннемезозойского Тетиса. Формирование шовной зоны и основные деформации в ней проходили на рубеже юры-мела. После присоединения Южно-Памирской части начался новый этап развития общей структуры современного складчатого сооружения Памира. С раннего мела получили широкое развитие красно- и пестроцветные обломочные отложения, субаэральные кислые и средние вулканиты, которые позже были прорваны крупными батолитами гранитов (с возрастом 100-130 млн.лет). Этот вулкано-плутонический пояс продолжается на юго-восток в Гималаи и представляет собой окраинно- континентальный пояс, располагавшийся некогда над зоной субдукции, в которой поглощалась кора океана Тетис. В олигоцене произошли мощные деформации, связанные со столкновением Индии с Евразией. В новейший неотектонический этап сформировалась современная конфигурация тектонических покровов и образовалась дугообразная структура современного Памира. Таким образом, Памир - это аккреционно-складчатое сооружение, собранное из разнотипных континентальных, океанических, островодужных и иных блоков, спаявшихся в период с середины карбона по мел и деформированных в послеолигоценовое время.Структурные дуги и тектонические течения Альпийского складчатого пояса (от Карпат до Памира), по М.Л. Баженову и В.С. Буртману (1990). Структурные дуги: Карпатская (1), Критская (2), Кипрская (3), Восточно-Гаврская (4), Трабзонская (5), Малокавказская (6), Южно-Каспийская (7), Эльбурсская (8), Западно Копетдагская (9), Хорасанская (10), Лутская (11), Дарваз-Копетдагская (12), Таджикская (13), Памирская (14), Гиндукуш-Каракорумская (15). Литосферные плиты: Адриатическая (Ад), Аравийская (Ар), Евразийская (Ев), Индийская (Ин). а -- простирание складок; б -- надвиги, фронт шарьяжей; в -- сдвиги; г -- движение литосферных плит относительно Евразии в новейшее время; д -- главные тектонические течения в новейшее время. Общая схема строения, структурная этажность и история развития Алтае-Салаирской и Иртышско-Зайсанской складчатых систем.Алтае-Саянская складчатая область занимает юго-западное обрамление Сибирскского кратона и представляет одну из крупнейших горно-складчатых систем Центральной Азии. Область является западной частью Алтае-Монголо-Охотского сегмента рифейско-палеозойского Центрально-Азиатского складчатого пояса, располагается в районе смены субмеридионального - Уральского простирания на субширотное - Монголо-Охотское. На северо-востоке по Главному Восточно-Саянскому разлому область граничит с Енисейско-Саянской складчато- наползневой областью, а на юго-западе, по Восточно-Чингизскому разлому, с палеозойской складчатой областью Казахского нагорья. Складчатые структуры Алтае-Саянской области продолжаются на юго-восток в Монголию и Северный Китай, а на северо-западе скрываются под чехлом мезо-кайнозойских отложений Западно-Сибирской плиты. Эта сложно построенная рифейско-палеозойская аккреционно-коллизионная структура состоит из множества террейнов (микроконтинентов, фрагментов островных дуг, океанических островов), сформированных в результате развития Палеоазитаского океана.Набор геологических комплексов, сформированных в самых различных геодинамических обстановках, указывает на Алтае-Саянская складчатая область представляет собой аккреционно-коллизионную структуру, образованную на месте океана, просуществовавшего с начала рифея до середины палеозоя. Каледонские структуры Алтае-Саянской складчатой области - это продукт аккреции древних сиалических блоков (микроконтинентов) и островных дуг, которые в разное время причленились к окраине Сибирского кратона. Более молодые герцинские складчатые сооружения вероятно являются следствием столкновения Казахстанского и Сибирского континентов, между которыми оказались зажаты среднепалеозойские островодужные системы.В тектоно-геодинамической истории развития Алтае-Саянской области можно выделить несколько этапов:1. Ранняя стадия развития Палеоазитского океана (PR3), связанная с рифтогенезом. Индикаторами этого события являются рифейские авлакогены древних платформ, а также периферические прогибы кратонов. В пределах новообразованного океана шел процесс наращивания океанической коры. На ней формировались внутриплитовые вулканические поднятия с кремнисто-карбонатным чехлом. Первые зоны субдукции по периферии малых океанических бассейнов, расположенных между кратоном и континентальными блоками, типа Сангиленского, Дербинского и др., появились уже в рифее. В пределах области рифейские океанические и островодужные комплексы известны в зоне Главного разлома Восточного Саяна.2. Стадия активной океанической окраины западнотихоокеанского типа (V). Это стадия характеризуется заложением протяженных зон субдукции и связанных с ними систем островных дуг. Характерными представителями этого этапа развития области являются вулканогенно-осадочные комплексы, сохранившиеся в Западном Саяне, Кунецком Алатау, Гоном Алтае, Салаирском кряже.3. Стадия коллизии и пассивной окраины (O-S) Характеризуется практически повсеместным прекращением островодужного вулканизма, орогеническими событиями, которые сопровождались интенсивной деформацией каледонской континентальной окраины, формированием моласс, олистостром, широким внедрением гранитных интрузий. Начиная с середины ордовика и до силура включительно, на окраине Сибирского континента наступил режим пассивной окраины и связанное с ним преимущественно терригенное и терригенно-карбонатное осадконакопление.4. Стадия континентального рифтогенеза (D1). Первопричиной рифтогенза могли являться либо поднятие мантийных плюмов над горячими точками, либо глубокий раскол литосферы в результате активизации крупноамплитудных сдвиговых перемещений вдоль континента. В раннем девоне в результате континентального рифтогенеза начали формирование вулканические впадины наиболее крупными из которых являются Северо- и Южно-Минусинская, Тувинский и Кузнецкий прогибы.5. Стадия формирования активной континентальной окраины и вулканических островных дуг (PZ2), связана заложением новых зон субдукции по периферии каледонской структуры области. В тылу активной континентальной окраины, на месте крупных рифтогенных впадин в это время накапливались сначала морские отложения, а затем толщи континентальных моласс.6. Позднепалеозойская коллизионная стадия. В это время были сформированы основные черты современной структуры области. Коллизионные комплексы этого возраста развиты по западной периферии Алате-Саянской обалсти. После закрытия океана накапливались осадочные и вулканогенно-осадочные в различной степени угленосные молассы.7. Мезо-кайнозойская стадия развития характеризуется континентальным режимом. В это время область испытывала сложные деформации, обусловленные крупными сдвиговыми перемещениями по разломам, в значительной степени унаследованным от палеозойских движений. Периоды МZ-KZ тектонической активизации можно рассматривать как отражение двух основных событий - развитие и закрытия Тетиса и Монголо-Охотского океанических бассейнов и коллизии Индостана с Азией (Индо-Австралийской плиты с Евразийской).На западе Алтае-Саянской области, в Рудном Алтае и смежных районах Иртыш-Зайсанской зоны смятия реставрируется латеральный ряд островодужных структур, в которых поглащалась океаническая кора Иртыш-Зайсанского палеоокеанического бассейна. Субдукционные комплексы сформировались на девонской континентальной окраине в виде энсиалической островной дуги и окраинного моря. От Иртыш-Зайсанского палеоокеанического бассейна в направлении к Сибирскому континенту морские глинисто-песчаные, а затем олистостромовые комплексы верхнего девона - раннего карбона сформированные в глубоководном желобе и на его склонах сменяются типичной островодужной ассоциацией с преобладанием андезитов и дацитов. Дальше к северо-востоку вулканогенная толща замещается флишоидной терригенной и тефрогенной серией, которая формировалась с внутренней стороны дуги. Еще восточнее флиш сменяется глинисто-кремнистыми отложениями окраинного моря. Одновозрастные осадочные отложения позднего девона - раннего карбона в Колывань-Томской зоне слагают тектонические пластины, надвинутые на структуры Салаира и Кузнецкого прогиба. Верхний девон представлен прибрежно-морскими пестроцветными песчано-глинистыми и карбонатно-терригенными отложениями. Нижний карбон сложен сероцветными флишоидными толщами глинисто-песчано-алевролитового состава с редкими прослоями и линзами известняков и вулканитов. Колывань-Томская зона в геодинамическом плане отвечает задуговому бассейну. С формированием Рудно-Алтайской островной дуги, последующей коллизией и закрытием Иртыш-Зайсанского бассейна связано внедрение гранодиорит-тоналитовых интрузий змеиногорского комплекса Рудногo Алтая. С задуговыми зонами растяжения связаны верхнедевонские дайки и силлы базитового состава, широко распространенные на юго-востоке Рудного Алтая. Строение о. Сахалин.Остров Сахалин -крупный гористый остров, составляющий северное звено наиболее крупной и наиболее изученной геолого-геофизическими методами Сахалино-Японской островной дуги, входящей в систему островных дуг северо-западного островодужного сектора Тихоокеанского тектонического подвижного пояса с активнейшей современной сейсмичностью и вулканизмом Тихоокеанского огненного кольца. Очевидная принадлежность Сахалина к современным островным дугам делает его очень важным объектом изучения для решения одной из наиболее важных геологических проблем -природа или происхождение островных дуг (Белоусов, Рудич, 1960; Мельников, 1978) (рис.3).Геологическое строение тесно связано с Сихоте-Алиньской складчатой системой и северной структуры Японии. Представляет собой складчатое сооружение, состоящее из Западно-Сахалинской моноклинали, Северо-Сахалинского прогиба и Центрально-Сахалинского грабена.Западная часть Сахалина - это единая структура с Татарским проливом. Прогиб резко ассиметричен. Его западный борт примыкающий к Сихоте-Алиню весьма пологий, восточный более крутой. На западном Сахалине прослеживается крыло прогиба, образующее моноклиналь, осложненную линейными складками и размывами. Это район с широким развитием неогеновых и четвертичных вулканов, в Западно-Сахалинских горах палеовулканы наиболее распространены в южной части от Углегорска до Нейвенска.Восточно-Сахалинский антиклинорий имеет сложное складчатое строение. Обнажается древнее ядро сложенное палеозойскими раннемезозойскими отложениями, сжатыми в линейные складки северо-западного простирания. Верхнемеловые отложения дислацированы слабее, но в том же структурном плане. Кайнозойские отложения дислоцированы слабо, за исключением надразломных структур. Широко развиты брахиантиклинальные складки, с которыми связаны нефтяные месторождения.