Курсовая Алдмов. Курсовая работа геологическое строение, история развития и полезные ископаемые байкальской складчатойпокровной области
 Скачать 1.14 Mb.
|
|
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ «УФИМСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ НАУКИ И ТЕХНОЛОГИЙ» ФАКУЛЬТЕТ НАУК О ЗЕМЛЕ И ТУРИЗМА КАФЕДРА ГЕОЛОГИИ, ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИИ И ГЕОЭКОЛОГИИ Направление подготовки (специальность): 05.03.01 ГЕОЛОГИЯ Направленность (профиль) образовательной программы: ГЕОЛОГИЯ Наименование дисциплины (модуля) ГЕОЛОГИЯ РОССИИ Курсовая работа ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ, ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ БАЙКАЛЬСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ-ПОКРОВНОЙ ОБЛАСТИ
УФА – 2022 СодержаниеВВЕДЕНИЕ Байкальская складчатость берет свое начало со времен тектогенеза, а расположена она в Сибири. Такое название ввел геолог Шатский в тридцатых годах прошлого века в честь одноименного озера, поскольку именно в то время была образована эта часть региона. Эта складчатая система образовалась в результате слияния двух областей – Байкальской и Енисейской. Она имеет внешнюю и внутреннюю части, а границей между ними выступает зона, пролегающая от Байкала до реки Маме. Области Байкальской складчатости делятся на внешние и внутренние. К последним относятся объекты, богатые древними породами. Структура Байкальской складчатой области выражается рядом продольных зон дугообразной формы. По аналогии с Уралом здесь можно выделить внешние зоны, генетически связанные с платформой и внутренние формирование которых обязано внутренним частям океанического бассейна Цель работы: собрать, проанализировать и обобщить опубликованную литературу по геологическому строению, истории развития и полезным ископаемым Байкальской складчатой-покровной области. Для достижения цели были поставлены следующие задачи: Дать общую характеристику Описать историю развития и формирования данной области. Описать геологическое строение области. Выделить полезные ископаемые, образовавшиеся в этой области Обобщить данные и сделать общие выводы. 1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА БАЙКАЛЬСКОЙ СКЛАДЧАТОСТИ Байкальская горная страна, расположена на территории азиатской части России и, занимает восточную часть пояса гор Южной Сибири. Она образовалась в ходе слияния Байкальской и Енисейской складчатых областей и имеет внешнюю и внутреннюю части. К внутренним областям Байкальской складчатости относятся объекты, богатые древними породами. Формирование Байкальской складчатости проходило в течение длительного времени, и образовавшиеся массивы находятся на Урале, Таймыре, Казахстане, Кавказе, Иране и в других районах планеты. Байкалиды распространяются во Франции, Индии, Северной Америке, Австралии. Их формирование относится к очень древнему времени даже по геологическим меркам, а это значит, что они сегодня находятся в полуразрушенном состоянии. Активная денудация на протяжении миллионов лет сделала свое дело. Горные системы Байкальской складчатости по высоте относятся к низким или средним. Очень редко, когда абсолютные высоты байкалид превышают отметку 2000 м, правда, в некоторых районах планеты байкалиды были частично регенерированы, т. е. омоложены альпийскими тектоническими движениями. Байкальская складчатость сформировала платформы планеты, которые на себе испытали магнетические и метаморфические процессы. К этой складчатости относятся хребты Забайкалья и Прибайкалья, Витимское плоскогорье, Патомское нагорье, Северобайкальское нагорье, Чарское нагорье. С Байкальской складчатостью связаны месторождения самых разнообразных полезных ископаемых, среди них золото, медь, ртуть, олово, цинк и др. К северо-западу от озера Байкал располагаются хребты Западного Прибайкалья. Они узкой полосой тянутся вдоль берега и имеют высоту 450 м. Забайкалье в зависимости от возраста и структуры рельефа можно разделить на несколько областей: хребет Кодер, высотой 3000 м является самым высоким. На вершине есть ледники, которые являются результатом четвертичных оледенений. Кодер относится к системе Станового хребта, образованного долинами и горными цепями, включающими плоские гряды и пологие гольца. Низкогорья имеют широкое распространение на юге Забайкалья. Эрозионные процессы в этой зоне почти отсутствуют и одна из причин связана с небольшим количеством осадков. Восточная часть Забайкалья получает много осадков, и там образовались пролювиально- солевые шлейфы. Рельеф представлен плоскими участками, на которых выделяются высокие хребты – это так называемый гобийский рельеф. Термин «байкальская складчатость» распространен в отечественной научной литературе, в других странах эта эпоха имеет другие названия, в Европе, например, она носит название Кадомская и Ассинтская складчатость, в Австралии её называют Луинской складчатостью, в Бразилии – Бразильской. Самыми известными российскими байкалидами являются такие геоморфологические структуры, как: восточный Саян, хребет Хамар-Дабан, Байкальский хребет, Енисейский кряж, Тиманский кряж, Патомское нагорье. 2. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ Рис. 1. Байкальская складчато-покровная область  Байкальская область опоясывает с юга Сибирскую платформу и глубоко вдается в нее севернее оз. Байкал, отделяясь от Алдано-Станового щита меридиональным Ничатским или Жуинским правым сдвигом. На севере области располагается Патом- ская дуга, от вершины которой в северо-восточном направлении отходит Уринский рифт, выполенный рифейскими отложениями. На юге ограничением области служит Малхано-Яблоневый, или Орхоно-Малханский, массив (микроконтинент) с докембрийским, раннепротерозойским фундаментом, прорванным раннекаледонскими гранитоидами, на которых располагается позднепалеозойско-триасовый 1 Селенгино-Витимский вулкано-плутонический пояс. В основании пояса залегает нижнесреднекаменноугольная прибрежная моласса, сменившаяся в перми — нижнем триасе мощнейшей (10—12 км) наземной толщей базальтов, трахибазальтов и андезитов, затем дацитов и риолитовых игнимбритов и вновь базальтов. В среднем — позднем триасе и ранней юре извергались такие же по составу вулканиты и отлагались грубые континентальные молассы. Самая внешняя северная зона Байкальской складчатой области Байкало-Патомская дуга сложена неметаморфизованными мощными (до 4 км) терригенно-карбонатными толщами среднего рифея, накапливавшихся в условиях шельфа Сибирской платформы. Южнее располагается несколько узких поднятий — (с юго-запада на северо-восток) Чуйское, Тонодское и Печерское, вытянутых по простиранию Байкал Патомской дуги и сложенных сильно дислоцированными, глубоко метаморфизованными нижнепротерозойскими толщами, прорванными гранитами этого же возраста. Рис. 2. Схема районирования Байкальской горной области. 2  1 - четвертичные впадины; 2 - базальтовые плато; 3 - гранитоиды Ангаро-Витимского батолита; 4 - платформенный чехол Сибирского кратона; 5 - Алданский щит: 6 - выступы раннедокембрийского фундамента; 7 - Байкало-Патомский складчато-надвиговый пояс; 8 - Олокитская зона: 9 - Байкало-Муйский складчатый пояс: 10 - Прибайкальский коллизионный пояс; 11 - Баргузино-Витимский супертеррейн, в Т.4. Анамакит-Муйский террейн (а) и Катерский прогиб (б); 12 - Хамар-Дабанский террейн: 13 - Удино-Витимская складчатая система. 14 - Малхано-Кондинский и Западно-Становой террейны Джугджуро-Станового супертеррейна; 15 - Монголо-Охотский складчатый пояс: 16 - Разрывные нарушения (а). граничные тектонические швы (б). Далее к югу находится широкий Бодайбинский синклинорий с мощнейшей (до 12 км) патомской серией терригенно-карбонатных и более глубоководных, вплоть до флишоидных отложений с вулканитами по его южной окраине, подразделяемой на три подсерии. Нижняя представлена песчано-глинистыми отложениями с прослоями тиллитоподобных конгломератов (4 км). Средняя — терригено-карбонатными породами, углистыми сланцами (3 км) и верхняя — углисто-граувакковой толщей пород (до 4,5 км), состоящей из кварцевых песчаников, углистых сланцев, гравеллитов, конгломератов и граувакков. В южном борту прогиба появляются вулканиты основного, среднего и кислого состава (до 3 км). Все отложения очень слабо метаморфизованы, смяты в простые брахиморфные складки и прорваны гранитами. К западу синклинорий суживается, а рифейские отложения метаморфизованы и сильно дислоцированы (Олокитский прогиб). Наиболее древними образованиями этой зоны являются архейраннепротерозойские гнейсы Муйской глыбы. Глыба окружена со всех сторон офиолитами, которые продолжаются до Байкала и образуют пояс (Парамский океанический террейн). Офиолиты включают гипербазиты, габбро, базальты и глубоководные кремнисто-глинистые породы датируемые рифеем (1000 -900 млн. лет). Наряду с офиолитами широко представлены вулканиты известково-щелочной серии. Пояс вулканитов можно рассматривать в качестве рифейской энсиматической островной дуги (Килянский островодужный террейн). Точное время заложения этой дуги неизвестно, а заключительным этапом ее развития было становление гранитоидов муйского комплекса, который датируется интервалом 850-650 млн. лет, после чего в позднем венде и кембрии в пределах этой территории происходило накопление терригенных и карбонатных осадков платформенного типа. С офиолитами и островодужными комплексами тесно ассоциируют вулканогеннообломочные, олистостромовые комплексы рифея, формирование которых, вероятно, происходило в условиях задуговых или перддуговых бассейнов. На юге ограничением области служит Селенгино-Становая структурная зона, северо-восточнее сменяющаяся собственно Становой зоной и сложенной нижнепротерозойскими метаморфическими толщами, прорванными раннекаледонскими гранитоидами. Севернее располагается сложный комплекс структур, ранее выделявшийся как единый Баргузинский древний докембрийский массив. Последними работами установлено, что на севере Селенгино-Становая зона граничит с Удино-Витимской герцинской складчатой зоной, в основании которой (Икат-Багдаринская зона) залегают метаморфические породы с возрастом 960 — 760 млн лет, а выше с несогласием — доломиты и известняки верхнего силура — среднего девона и граувакковый флиш среднего девона — нижнего карбона, перекрываемый молассой среднего — верхнего девона. Севернее, в Еравнинской зоне, залегают комплексы в разрезе снизу вверх: нижний кембрий — средний ордовик, нижний девон — нижний карбон и верхний карбон — нижняя пермь, представленные энсиматической островодужной вулканогенно-осадочной серией Витимского вулкано-плутонического пояса и гранитами с возрастом 296 — 290 млн лет. Похоже построена более северная Уакитская зона. И только небольшие пространства заняты древним массивом Амалатским и другими. Огромный Ангаро-Витимский батолит, отдельные фрагменты которого располагаются на всей описанной выше территории и обладающий общей площадью более 140 000 км2, имеет возраст от 330 до 290 млн лет, т.е. обладает палеозойским возрастом и не связан с какими-либо зонами фундамента, а его образование обусловлено анатексисом континентальной коры под влиянием плюмов, сформировавшихся при надвигании палеоконтинента Северной Азии на горячее мантийное поле. К юго-востоку от Байкала в Джидинской зоне известны рифейские флишевые отложения и кембрийские офиолиты, а также раннесреднекембрийские граниты, что позволяет отнести ее к салаиридам. По северному побережью Байкала простирается Акитканский вулканический пояс, формировавшийся во второй половине раннего протерозоя и, возможно, в раннем рифее. Между Удино-Витимской герцинской складчатой зоной и Урало-Охотской складчатой системой располагается Селенгино-Становая система в основном раннепротерозойской складчатости, переходящая в такую же по возрасту зону Станового хребта. По существу это одна и та же структура, расширяющаяся к юго-западу и суживающаяся к востоку. В пределах этой системы выделяются мощные толщи нижнего протерозоя и частично нижнего рифея (до 10 км). В собственно поднятии нижнепротерозойская (малханская) серия представлена трехчленным комплексом первично-вулканогенно-терригенно-карбонатных пород с преобладанием средних и кислых вулканитов (до 10 км). В низах разреза развиты разнообразные гнейсы, ортоамфиболиты, кварциты, в середине – толща первичнно-карбонатных и песчано-глинистых пород (сланцев, гнейсов и мраморов). Верхи разреза сложены метаморфизованными базальтами, андезитами и риолитами с пачками кремнисто-глинистых сланцев. Последняя толща имеет локальное распространение, приурочена к участкам между гранито-гнейсовыми куполами и по возрасту относится к раннему рифею. На западе зоны в Орхонском син- клинории также развит трехчленный комплекс нижнего протерозоя — нижнего рифея (до 6 км). Рис. 3. Схема террейнов в Байкальской области по А. Н. Булгатову  Развитие Байкальской складчатой области в фанерозое. К середине кембрия замкнулся Джидинский прогиб и земная кора консолидировалась не полностью, и в герцинское время развивались Икат-Багдаринская и Еровнинская структурные зоны. 3 В раннем палеозое формировался джидинский гранитоидный комплекс, габбро-диоритовые интрузивы в районе Баргузино-Витимского массива и щелочные граниты. В среднем и позднем палеозое в Селенгино-Становой зоне внедрялись аляскитовые и щелочные граниты, в Байкальской — щелочные и нефелиновые сиениты, щелочно-габброидные массивы. В позднем палеозое в раннепротерозойской Селенгино-Становой зоне вблизи главного Монголо- Охотского разлома произошло заложение Селенгинского вулканического пояса. В основании пояса располагается нижнесреднекаменноугольная прибрежноморская сероцветная песчаная моласса, сменившаяся в перми — нижнем триасе мощнейшей (10—12 км) континентальной вулканогенной толщей базальтов, трахибазальтов и андезитов, затем дацитов и риолитов, в том числе игнимбритов, осадочно-вулканогенных отложений и вновь базальтов и трахибазальтов. В среднем — позднем триасе и в ранней юре формировались примерно такие же по составу вулканиты и грубые континентальные молассы общей мощностью до 7 км. Южное продолжение Баргузинского террейна выделено в Икатский турбидитовый террейн. Среди относительно слабометаморфизованных и стратифицированных отложений этой территории преобладают вендкембрийские терригенныегрубообломочные, флишоидные, терригенно-вулканогенные и, главным образом, карбонатные отложения с фауной археоциат и трилобитов. Присутствуют также терригенные комплексы в основном молласоидного и флишоидного облика, предположительно более высокого стратиграфического уровня (О-S и возможно D). Состав, структурное положение обозначенных выше комплексов указывает на то, что формирование позднедокембрийско-раннепалеозойских комплексов Баргузинского и Икатского террейнов связано, скорее всего, с обстановками задугового бассейна, в пределах которого могли находится мелкие кратонные блоки. Ордовикская аккреция островной дуги вызвала деформацию структур этого бассейна, и последующий существенный метаморфизм во фронте складчатого пояса (Баргузинский террейн). К структурам отвечающим самой венд -раннепалеозойской вулканической дуги следует отнести полосу нижнепалеозойских отложений, протягивающиеся цепочкой вдоль р. Уды на северо-восток. Для этой зоны характерна андезит-дацитовая формация нижнего кембрия, представляющих типичный островодужный комплекс. В состав формации входят диабазы, андезиты, дациты, туфы, агломераты, биогермы археоциатовых известняков. Юго-западным продолжением Еравнинской островной дуги могут быть вулкногенные образования Джидинской зоны и Таннуольско-Хамсаринские палеоостроводужные комплексы Тувинского региона. В результате тектонических движений в средней юре отложения были частично размыты и сохранились только в глубоких грабенообразных впадинах. В поздней юре и раннем мелу тектоническая активность снизилась, и в отдельных впадинах Западного Забайкалья накапливались алевролиты, глины, мергели, местами угленосные отложения мощностью до 2 — 3 км. В мезозое активное гранитообразование происходило лишь на юго-востоке региона вблизи Восточно-Забайкальского сектора Урало-Охотской системы, ограничиваясь с запада меридианом оз. Косогол. Говоря о мезозойской истории южного обрамления Сибирской платформы, необходимо еще раз подчеркнуть, что в пределах всего этого района, а также в зоне Станового хребта и Алданского щита в это время происходило неоднократное внедрение разнообразных гранитоидных интрузий, которые формировались начиная с позднего триаса и кончая поздним мелом, возможно даже палеогеном, причем по направлению к югу возраст гранитоидных массивов омолаживается так же, как и с запада на восток, от Забайкалья до хр. Джугджур. На Алданском щите широко развиты штоки, дайки и лакколиты, сложенные сиенитами, грано- сиенитами, гранит-порфирами позднеюрского и мелового возраста. Различные по размерам крупные массивы порфировидных гранитов и гранодиоритов распространены и в Становом хребте, где они внедрялись как в поздней юре, так и в мелу. Подобная магматическая активизация зон древней складчатости, формирование анорогенных гранитов в этих районах не имеют себе равных на территории России. В позднем мелу и в палеоцене — эоцене, в условиях слабо расчлененного рельефа, на всей этой огромной территории, как, впрочем, и на всем юге Сибирской платформы, происходило образование площадной коры выветривания. Тектонические движения сопровождались вулканическими излияниями по трещинам разломов, в результате чего образовались лавовые покровы, перекрывшие неровности докайнозойского рельефа, вулканические конусы. Вулканические процессы протекали на Витимском плоскогорье, в Прибайкалье, Юго-Западном Забайкалье и на Становом нагорье (Удокан). О поднятии хребтов и дальнейшем формировании котловин в четвертичное время свидетельствуют древние речные долины в хребтах (Яблоновом и Даурском), не связанные с современной гидросетью. Молодые тектонические движения сопровождаются частыми землетрясениями, очаги которых сосредоточены в тектонических впадинах или недалеко от них. Сила землетрясений достигает 7-9 баллов. В 1862 г. во время 9-балльного землетрясения на Байкале близ дельты Селенги образовался залив Провал. В конце плиоцена в связи с поднятием территории, похолоданием и увеличением осадков в Байкальской стране наступило горно-долинное оледенение. Оледенение было распространено на Алданском и северобайкальских нагорьях, в северном Прибайкалье и др. Первым исследователем древнего оледенения был П.А. Кропоткин. Позже изучением древних ледниковых форм страны занимались академик В.А. Обручев, В.В. Ламакин, Н.В. Думитрашко и др. В геологическом строении Байкальской горной области принимают участие метаморфические, вулканогенные, интрузивные и осадочные образования, представленные в возрастном диапазоне от раннего архея до ордовика включительно. Комплекс основания представлен архейскими комплексами пород, разделенными на два структурных этажа. Образования нижнего структурного этажа, относящиеся к нижнему архею (AR1), представлены разнообразными гнейсами и кристаллическими сланцами, содержащими прослои мраморов. Эти образования идентичны тем, которые развиты на Алданском щите. К верхнему структурному этажу, относящемуся к верхнему архею (AR2), принадлежат преимущественно вулканогенные образования геосинклинального облика, среди которых преобладают базальты, ассоциирующие с альпинотипными ультраосновными породами и габбро (офиолитовая ассоциация), вулканиты базальт-риолитовой формации; с вулканитами ассоциируют магнетитовые кварциты, фтаниты, а также флишоидные метатерригенные толщи. Мощность этих образований не менее 3-5 км. Главный геосинклинальный комплекс. Образования этого комплекса относятся, в основном, к первой половине раннего протерозоя (PR11), и они представлены терригенным и терригенно-карбонатным флишем, углеродисто-сланцевыми толщами, содержащими прослои базальтов. В отдельных блоках главный геосинклинальный комплекс поднимается до низов кембрия. Мощность пород этого комплекса составляет 6-8 км. Орогенный комплекс относится ко второй половине раннего протерозоя (PR12), и он представлен туфами и лавами риолитов, трахириолитов, трахиандезитов, чередующимися с красноцветными грубообломочными терригенными отложениями (моласса), и прорванными крупными гранитными интрузиями. Мощность пород орогенного комплекса оценивается в 6-8 км. Посторогенный комплекс охватывает продолжительный стратиграфический интервал от рифея до ордовика включительно, и он имеет черты, как орогенного, так и платформенного развития. В комплексе рифей-вендских (R-V) отложений выделяются три ритма мощностью около 2,5 км каждый. В основании каждого ритма залегают грубообломочные породы (конгломераты, гравелиты), выше – карбонатные (известняково-доломитовые) породы с прослоями углеродистых сланцев. Венд-кембрийские (V-Є1-2) отложения мощностью до 8 км представлены в основании базальными конгломератами, выше которых залегают известняки, доломиты, мергели. На этом же уровне располагаются крупные гранитные массивы. Наиболее значительным из них является Баргузинский плутон, занимающий площадь около 200 тыс. кв.км. Массив сложен диоритами, гранодиоритами, адамеллитами, образованными в раннюю фазу, и гнейсовидными и порфировидными биотитовыми гранитами поздних фаз. Завершающие разрез позднекембрийско-ордовикские (Є3-О) отложения сложены грубообломочными терригенными толщами мощностью до 3 км. Байкальская горная область – это регион высокой тектонической активности в неоген-четвертичное время. Эта тектоническая активность выражена образованием Байкальской рифтовой системы, имеющей протяженность около 2 000 км. К одному из звеньев этой системы приурочено оз. Байкал, являющееся самым глубоким континентальным водоемом мира; его максимальная глубина составляет 1 620 м, а протяженность – 600 км. В северо-восточном направлении эта рифтовая система продолжается к Становому блоку Алданского щита, а в юго-западном – продолжается в сторону Монголии, где выражена впадиной, в которой расположено оз. Хубсугул. Неоген-четвертичный рифтогенез сопровождался излияниями базальтов траппового типа. Для этой области характерна также высокая сейсмичность, достигающая 6-7 баллов. 3. БАЙКАЛЬСКИЙ КАЙНОЗОЙСКИЙ РИФТОВЫЙ ПОЯС Байкальский рифтовый пояс протягивается на расстояние 1500 км. и накладывается на разновозрастные структуры Байкальской складчатой области, Восточно-Саянского орогена, Тувинских структур Алтае-Саянской складчатой области и продолжается в Северной Монголии. Рифтовый пояс представлен серией грабеновых структур северо-восточного простирания, разделенных новейшими горстовыми поднятиями. Центральное место в Байкальской рифтовой зоне занимает глубоководная впадина оз.Байкал, которая делится на Южную и Северную котловины, разделенные подводным Академическим хребтом, протягивающимся от о.Ольхон до покрова Святой нос. К западу от Байкала расположены Тункинская, Хубсугульская, Дархатская и серия более мелких впадин, представляющие собой западное продолжение рифтовой зоны. На северо-востоке полоса рифтовых структур продолжается Верхнеангарской, Муйской, Чарской, Токинской и кулисообразно расположенными Баргузинской и Баунтинской впадинами. Строение большинства указанных впадин довольно одноообразное. Как правило, они представляют собой ассиметричные грабены, ограниченные системами листрических сбросов, при том северо-западные борта грабенов более крутые, чем юго-восточные. Такое строение указывает на то, что образование этих структур может быть связано с крупноаплитудными сдвиговыми перемещениями – присдвиговые впадины, структуры типа “pull-apart”. Большинство впадин характеризуется отсутствием магматических и вулканогенных комплексов и выполнены олигоцен-голоценовыми тонкообломочными речными, озерными и болотными осадками с прослоями диатомитов, мергелей и углистых пород, на разных уровнях разреза присутствуют и грубообломочные образования, указывающие на появление по бортам впадин интенсивно размываемых горных поднятий. Мощность кайнозойских континентальных осадков, выполняющих впадины составляет от 0,5 до 5 км. Хотя большинство впадин амагматичны, тем не менее синхронный формированию грабенов вулканизм в пределах Байкальской рифтовой зоны также достаточно ярко проявлен, но смещен к периферии рифтовой зоны. Выделяется несколько районов интенсивного вулканизма, где последние извержения происходили несколько сотен тысяч лет назад, в том числе Прихубсугулье, Тувинское нагорье, Восточный Саян, Хамар-Дабан, Витомское плоскогорье, Удоканский хребет. Начало вулканической деятельности датируется миоценом (около 25 млн. лет назад). Вулканические породы представлены преимущественно субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами, что, в целом, типично для внутриплитного магматизма. В качестве основных причин кайнозойского рифтогенеза обычно называют коллизию Индостанской и Евразиатской литосферных плит. Однако, структуры, подобные кайнозойской Байкальской рифтовой зоне отчетливо прослеживаются к югу, где широко представлены аналогичные присдвиговые грабеновые структуры, выполненные преимущественно мезозойскими континентальными грубообломочными толщами и продуктами внутриплитного магматизма. Причем можно четко проследить динамику “удревнения” впадин в направлении от окраины Сибирского кратона к Монголо-Охотской сутуре. Их формирование с одной стороны может быть обусловлено сложной геодинамической обстановкой на Сибирской окраине Евразийской плиты в мезозое при закрытии Монголо-Охотского оеканического бассейна. Она характеризовалась надвиганием континента на структуры Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего спрединговая зона этого бассейна оказалась перекрытой и, продолжая функционировать, обусловила образование зон «рассеянного» рифтогенеза и «распыленного» вулканизма вдоль континентальной окраины Сибири. Современным аналогом такой ситуации можно рассматривать калифорнийскую окраину Северной Америки. С другой стороны, основной причиной формирования грабеновых структур как мезозоя так и кайнозоя могут являться крупноамлитудные сдвиги левосторонней кинематики связанные с “вращением” Сибирской платформенной области Евразийской плиты относительно Европейской по часовой стрелке. При этом наиболее удаленные от окраины Сибирского кратона области, отставая от общего перемещения будут испытывать растяжение раньше, нежели приближенные к кратону. Рис. 4. Геологические разрезы впадин Байкальского рифтового пояса.  А — средняя часть Байкальской впадины (по В. П.Солоненко и Н. А.Флоренсову); Б — Тункинская впадина (по В. В. Ружичу) расположенный южнее Муйский офиолитовый пояс характеризует ложе поздне- рифейского бассейна с океанической корой. Фрагменты вулканических островных дуг прослеживаются и южнее. В герцинское время развивался ряд зон в центре Байкальской области. Южная Селенгино-Становая зона ограничивает в субширотном направлении всю складчатую область. В палеозое и мезозое она неоднократно подвергалась тектоно-магматической активизации, а в олигоцене начинаются резко дифференцированные тектонические движения и в условиях присдвиговой зоны растяжения формируются Байкальский и другие грабены и рифты и проявляется базальтовый вулканизм. 4 4. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ Среди полезных ископаемых Байкальской горной страны выделяются, прежде всего, месторождения высококачественной железной руды на Алданском нагорье. В южной части Алданского щита известны коренные месторождения платины, приуроченые к ультраосновным верхнепротерозойским интрузиям. На Патомском, Алданском нагорье встречаются коренные и россыпные месторождения золота (Бодайбо и др.). Крупные месторождения слюды (мусковита) сосредоточены в пластовых жилах пегматитов на Северо-Байкальском нагорье. В южном Прибайкалье среди метаморфических пород архея залегают жилы и гнезда флогопита (Слюдянское месторождение). В мезозойских структурах Восточного Забайкалья распространены полиметаллические, молибденовые, оловянные и железные руды (Нерчинское, Кличка и др.). Буроугольное месторождение в мезозойских отложениях Гусиноозерской котловины - крупнейшее в Забайкалье. Территория богата минеральными источниками. Только в Читинской области их известно свыше 300. На базе некоторых источников организованы курорты, самым крупным из которых является Дарасун. ЗАКЛЮЧЕНИЕ Байкальская складчатость — эра (цикл) тектогенеза в позднем докембрии (приблизительно 1500-550 млн. лет), которая предшествовала Каледонской складчатости раннего палеозоя. Типичные районы развития геосинклинальных образований, сформировавшихся в результате Байкальской складчатости (байкалид), — складчатые системы Енисейского кряжа и Байкальской горной области. Орогенные формации в указанных районах — разновозрастные и слабо дифференцированные. Специфическими особенностями областей Байкальской складчатостью в их тектонотипе являются длительность формирования, соответствующая практически всему позднему протерозою, преимущественно осадочный состав мощных накоплений неглубокого моря, угнетённость эвгеосинклинальных зон и ограниченность гранитообразования, уступающая по масштабам подобному процессу в эпоху каледонской складчатости. Байкалиды образуют древние ядра многих палеозойских складчатых систем: Урала, Таймыра, Центрального Казахстана, Северного Тянь-Шаня, значительные пространства фундамента Западносибирской плиты и др. Присутствие древних массивов Байкальской складчатости, в той или иной степени регенерированных альпийскими тектоническими движениями, установлено на Кавказе, в Афганистане, Иране и Турции. Одновозрастные с байкалидами структуры широко развиты на всех континентах. Аналоги Байкальской складчатоски кадомская (ассинтская) — Западная Европа (Франция), катангская — Африка, гадринская и бразильская — Америка, луинская — Австралия. На многих платформах в связи с отдельными фазами Байкальской складчатоски формируются авлакогены, заполнявшиеся мощными осадочными и осадочно-вулканогенными отложениями, латерально связанными с плитными комплексами. Байкальская складчатость предопределила размещение главнейших структурных элементов Земли на протяжении всей её последующей истории. С Байкальской складчатостью связано массовое развитие месторождений медистых песчаников, проявление гидротермальных месторождений руд золота, меди, олова и вольфрама. В ходе написания курсвой работы были достичгнуты все поставленные задачи и цели. Описаны полезные ископаемые, геологическое строение, также описана история развития и общая характеристика Байкальской складчато-покровной области. Анализ этого материала позволил составить полгое представление о составе данной области. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР (в 2 книгах ). - М.: Недра, 1990, кн.1, 328 с.; кн . 2, 340 с. Короновский Н.В. Краткий курс региональной геологии СССР. Изд.2-е. -М., 1984, - 265 с. Кузьмин М.И., Корольков А.Т., Дриль С.И., Коваленко С.Н. Историческая геология с основами тектоники плит и металлогении. – Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2000, 288 с. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М: Изд-во МГУ, 1995, 480 с. Верниковский В.А., Метелкин Д.В. Новосибирский государственный университет, Новосибирск, 2005. Булгатов А.Н. Тектонотип Байкалид [Текст] / А.Н. Булгатов. -Новосибирск: Наука, 1983. - 193 с. 1 [https://present5.com/presentation/3174594_145517128/image-1.jpg] 2 [https://thepresentation.ru/img/tmb/1/24608/5fdb4c5fb36550891f421e44822e2f22-800x.jpg] 3 [https://studref.com/htm/img/32/10553/35.] 4 [https://studref.com/resize/750/htm/img/32/10553/36.png] |