Таким образом, структуру Таймыро-Североземельской складчато-покровной области образуют резко отличные друг от друга тектонические элементы. Южно-Таймырский представляет деформированную шельфовую окраину Сибири, Центрально-Таймырский отвечает неопротерозойскому аккреционному поясу перекрытому отложениями дистальной части палеозойского шельфа Сибири, Северо-Таймырский соответствует микроконтиненту. В истории формирования континентальной коры и структуры Таймыро-Североземельской области отмечается два орогенических события: в венде в результате коллизии Центрально-Таймырского составного террейна и в конце палеозоя при столкновении с Карским континентальным массивом.
Глава 4. Складчатые области северо-востока и дальнего востока Азии
4.1 Верхояно-Чукотский орогенический пояс
Верхояно-Чукотский орогенический пояс расположен к востоку от Сибирской платформы и занимает обширную территорию северо-востока Азии. Он образован разнородными тектоническими элементами и включает несколько самостоятельных региональных структур: Верхоянскую складчатую область, для которой характерны позднепалеозойские - мезозойские прибрежно-морские комплексы пассивной окраины Сибири; Колымо-Омолонский супертеррейн, в строении которого наряду с крупным Омолонским микроконтинентом участвуют чужеродные блоки (террейны различного типа), образующие аккреционно-коллизионный комплекс Колымской структурной петли на который, в с вою очередь, наложены позднеюрские Уяндино-Ясачненский, Олойский островодужные пояса и гранитные батолиты юрско-мелового возраста, объединяемые в Колымский батолитовый пояс; Южно-Анюйскую складчатую зону, представляющую собой шов столкновения различных континентальных блоков в раннем мелу; Чукотскую складчатую область, для которой примечательны палеозойские и раннемезозойские комплексы пассивной континентальной окраины. Границы между перечисленными элементам выражены резко очерченными швами, хотя в плане и имеют сложные извилистые очертания, что особенно заметно в центре региона в районе хребтов Полоусного, Черского и Юкагирского плоскогорья. Петлеобразная, изогнутая форма структур является результатом сильного раздавливания за счет сжатия в меридиональном направлении при сближении плит Тихого океана, Сибири и Чукотки.
Верхоянская складчато-покровная область возникла на месте пассивной континентальной окраины Сибири. Ее структуры окаймляют всю восточную окраину Сибирской платформы на протяжении более 2000 км и отделяются от последней по Предверхоянскому краевому прогибу. В плане складчатая зона Верхоянья образует гигантскую петлю, которая веерообразно расширяется на севере, где скрывается под чехлом арктического шельфа и, вероятно срезается северо-западным продолжением Южно-Анюйского шва. На северо-западе структуры Верхоянской складчатой области огибают Оленекский выступ платформы и протягиваются в Южно-Таймырскую зону. На северо-востоке ее отложения выполняют Ольджойский прогиб субширотного простирания и далее, огибая структуры Колымской петли, принимают субмеридиональную ориентировку и выступом древнего Охотского массива разделяются на две ветви. Западная ветвь, выполняя Южно-Верхоянскую впадину, вдоль хр. Сетте-Дабан следует в южном направлении к побережью Охотского моря. Восточная ветвь вдоль хр. Черского, слагая пограничный с ним Иньяли-Дебинский синклинорий, уходит на юго-восток, огибает структуры Колымской петли и далее на востоке в районе Сугойской зоны в виде узкой полосы отделяет Приколымский блок от Омолонского массива. С юга и юго-востока на структуры Верхоянской складчатой области, как и всего Верхояно-Чукотского региона, наложены меловые комплексы Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса.
Состав и строение Верхоянского комплекса, образующего структуру складчатой области во всех ее частях, довольно однообразен и представлен мощной (до 6 км и более) монотонной толщей песчано-глинистых пород среднего карбона - юры. Источником терригенного материала служил Сибирский массив, с которого обломочный материал выносился реками на континентальный шельф. От края континента наблюдаются последовательные переходы от континентальных и прибрежных фаций осадков к мелководным морским и далее к глубоководным осадкам континентального склона и подножия с характерными флишоидными отложениями. Верхоянский комплекс практически повсеместно залегает на мезопротерозойско-раннепалеозойских карбонатных отложениях, которые представляют собой генетически единую осадочную серию, сформированную в условиях пассивной окраины. Переход от карбонатного осадконакопления к терригенному произошел в визейское время и мог быть связан с понижение уровня океана и/или перемещением континента в более высокие широты. В целом условия пассивной окраины сохранялись в этом районе более 500 млн. лет. В течение этого времени отмечаются два периода рифтогенеза: первый на рубеже мезо- и неопротерозоя, когда были сформированы интрузии щелочных габброидов, габбросиенитов и карбонатитов, индикатором второго - в позднем девоне являются покровы базальтов траппового типа (субщелочные лавы, щёлочно-ультраосновные интрузии) хребта Сетте-Дабан.
Верхоянский комплекс интенсивно деформирован. Возраст складчатости несколько различен в разных частях зоны - от конца позднеюрской эпохи на востоке до начала раннемеловой эпохи на западе. Деформация структуры Верхоянья связана с эшелонированным надвиганием на окраину Сибирской платформы серии покровов верхоянского терригенного комплекса, сорванного с подстилающего карбонатного основания в результате коллизии с Сибирской окраиной разнородных литосферных блоков, находившихся у северо-западной окраины Тихого океана. Коллизионное сжатие и последующая складчатость стали причиной формирования ассиметричной структуры Верхоянья, состоящей из ряда антиклинориев и синклинориев, осложненных надвигами. Перед фронтом растущего горно-складчатого сооружения возник Предверхоянский краевой прогиб, который выполнен мощной толщей позднеюрско-раннемеловой молассы и функционировал как компенсационная впадина. Во внутренней зоне развиты континентальные песчаники, алевролиты, аргиллиты, лимнические угли, в западном направлении эти отложения фациально замещаются паралической угленосной формацией.
Колымо-Омолонский супертеррейн. Колымская структурная петля проявляется выходами допозднепалеозойских пород, резко сменяющих верхоянский комплекс. К ним относятся на периферии петли поднятия хребтов Полоусного, Черского, Приколымья, Юкагирского плоскогорья и, расположенного в центре петли - Алазейского плоскогорья. В пределах Колымской петли хорошо распознаются два структурных комплекса, разделенных крупным структурным несогласием внутри триаса - юры: первый комплекс представлен разнообразными чужеродными блоками (террейнами), второй - мезозойскими островодужными формациями.
Чужеродные блоки представлены большим разнообразием пород от докембрия до мезозоя, среди которых можно выделить несколько типов.
Карбонатные блоки. Эти блоки наиболее многочисленные и распространены по периферии структурной петли. Приколымский блок имеет субмеридиональное простирание и представлен выходами метаморфического фундамента преимущественно мезопротерозойского возраста, перекрытого чехлом неопротерозойских карбонатных и терригенных отложений. Выше залегают комплекс палеозойских осадочных пород, имеющий много общего с карбонатным чехлом Сибирской платформы. Для середины девона характерны горизонты платобазальтов, а в карбоне карбонатное осадконакопление сменяется кремнистым, что свидетельствует об отрыве блока и погружении, в результате которого начали накапливаться глубоководные осадки. Многочисленные мелкие карбонатные блоки (Полоусненский, Селеняхский, Омулевский и др.) похожие по строению на Приколымский расположены в районе хребтов Черского и Полоусного. Они образуют структурную мозаику - гигантскую брекчию, распространенную полосой вдоль края Колымской петли.
Блоки с вулканическим типом разреза, преимущественно ордовикского возраста. Типичным представителем является Россошинский блок. Здесь присутствует полный разрез ордовика, начинающийся со сланцевой толщи с граптолитами, выше которой залегает мощная вулканическая толща, представленная трахибазальтами, трахириолитами и их туфами. Формирование указанной ассоциации предполагается в результате рифтогенеза.
Блоки, в строении которых участвуют офиолиты. Эти террейны малы и немногочисленны: Уяндинский, Мунилканский и др. Каждый из них обладает индивидуальными особенностями, но, в общем, их строение представлено тектоническим меланжем различных членов офиолитовой ассоциации: ультрабазитов, габбро, амфиболитов, шаровых лав и т.п.
Островодужные террейны средне-верхнепалеозойского возраста. Такие блоки развиты, преимущественно во внутренней части Колымской петли. Наиболее представительным является Алазейский блок, в основании которого зонально-метаморфизованная вулканогенно-сланцевая толща позднего девона - раннего карбона, перекрытая толщей позднепалеозойских вулканогенных пород островодужного генезиса. Среди них преобладают средние и кислые разности известково-щелочной направленности, много туфов, переслаивающихся с морскими осадками.
Время аккреции описанных террейнов определяется по несогласному залеганию на них мезозойских островодужных комплексов, составляющих второй структурный комплекс Колымской петли. Выделяется два уровня несогласий: поздняя юра, ранний мел, что предполагает наличие минимум двух вулканических дуг: среднетриасово-раннеюрской Алазейско-Олойской (внутри Колымской петли) и средне-позднеюрской Уяндино-Ясачненской (по периферии петли). Первая сложена базальтами, андезитами, туфами, флишоидными и кремнистыми осадками. Вторая - базальт-андезит-риолитовой известково-щелочной серией с большим количеством туфов и морских осадков. Реликтовые структуры вулканических дуг конформны Колымской петле и деформировались совместно с более древними чужеродными блоками, после их аккреции. На заключительных этапах коллизии в мелу был сформирован пояс Колымский гранитных батолитов, очертания которого также повторяют форму Колымской петли.
Омолонский и Охотский массивы имеют сходное строение и представляют обломки единого континента, отличного от Сибирского. Разделение этого микроконтинента на две части произошло в позднедевонское - каменноугольное время. Архейско-протерозойский метаморфический комплекс фундамента представлен гнейсами, амфиболитами и кристаллическими сланцами. Широко развиты гранитогнейсовые купола. Формирование чехла началось в неопротерозое - около 800 млн. лет назад. Он представлен неопротерозойскими терригенно-карбонатными мелководными отложениями. В венде отмечаются тиллиты. Кембрий характеризуется карбонатным разрезом. В нижнем ордовике распространены терригенные породы (конгломераты, красноцветные песчаники). На большую часть ордовика, силур и нижний девон приходится перерыв. Выше залегает мощная толща девонских вулканитов, представленная известково-щелочной серией, дифференцированной от андезитов до риолитов. В ее составе преобладают игнимбриты и кислые лавы, встречаются прослои известняков, песчаников и сланцев. Совместно с многочисленными субвулканическими телами и гранитоидными интрузиями они образуют вулканоплутоническую ассоциацию, близкую активным окраинам андийского типа.
Начиная с карбона, разрезы плитного комплекса Омолонского и Охотского массивов имеют отличия, как по составу, так и строению, что предполагает их разобщение. В Омолонском массиве карбон представлен конгломератами и толщами углей, нижняя пермь развита спорадически и представлена конгломератами и алевролитами. Верхняя пермь образована маломощными мелководными карбонатно-глинистыми отложениями. Триасовые и нижне-среднеюрские отложения преимущественно морские песчано-глинистые. В юре появляются горизонты базальтов и их туфов. Верхнеюрские и нижнемеловые отложения представлены континентальными угленосными толщами. В пределах Охотского массива каменноугольные и пермские отложения развиты ограниченно. В этом интервале разреза преобладают континентальные грубообломочные отложения. В перми они перемежаются с наземными кислыми эффузивами. Триас представлен только верхним отделом, и сложен грубообломочной морской толщей с кислыми лавами и их туфами. Юрские отложения развиты ограниченно и также преимущественно морские.
Южно-Анюйская шовная зона разделяет структуры Колымо-Омолонского супертеррейна и Чукотской складчатой области и является важным тектоническим элементом. По этому шву соединяются континентальные области Евразии и складчатые структуры, принадлежащие обрамлению арктических субконтинентов и Северной Америки. Зона имеет чешуйчато-надвиговое строение. В состав чешуй входят офиолиты позднеюрско-раннемелового возраста, включающие: гипербазиты, габброиды, спилит-диабазовые толщи и пелагические отложения. В тесной ассоциации с ними находятся одновозрастные образования островных дуг, представленные андезитами, андезибазальтами и базальтами с большим количеством туфов. Лавы перемежаются с морскими осадками и имеют известково-щелочной состав. Субдукционный комплекс включает ряд чужеродных блоков, сложенных среднепалеозойскими островодужными комплексами, в пределах которых развиты зоны меланжа и глаукофан-сланцевого метаморфизма.
Чукотская складчатая область на севере ограничена подножием материковых склонов, включая Новосибирские о-ва и о-в Врангеля. На юге система перекрыта вулканитами Охотско-Чукотского пояса. Западным ограничением является Южно-Анюйская шовная зона, а восточным продолжением Бруксовская складчатая система на Аляске. Образование комплексов, слагающих Чукотскую область, происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Докембрийское кристаллическое основание выходит на поверхность на крайнем востоке - в пределах Восточно-Чукотского поднятия. В отличие от Сибирского, докембрийское основание Восточно-Чукотского массива характеризуется преобладающим развитием первично осадочных пород, зональным строением и относительно низкотемпературным метаморфизмом, соответствующим амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фациям. Неопротерозойские слои развиты очень ограниченно и представлены на о-ве Врангеля вендской конгломератовой толщей. Палеозойские породы слагают ряд поднятий. В разных районах области палеозой представлен различными шельфовыми карбонатно-терригенными отложениями. В низах разреза преобладают известняки, в верхах - терригенные породы. Объем мезозойского комплекса Чукотки по сравнению с верхоянским комплексом существенно сокращенный (триас - нижняя юра). В основании триаса отмечается перерыв. Для толщ нижнего триаса характерны габброиды, диабазы и их туфы, местами спилиты и серпентинизированные ультрабазиты, свидетельствующие об утонении континентальной коры. Верхний триас и нижняя юра сложены флишевой толщей, интенсивно деформированной в поздней юре. На палеозойское и мезозойское основание со стратиграфическим перерывом ложится молассовый комплекс верхней юры - нижнего мела, выполняющий ряд впадин (Раучуанскую и более мелкие). Он представлен внизу - грубообломочными морскими отложениями, эффузивами, туфами среднего и кислого составов; вверху - континентальными, иногда угленосными осадками. Суммируя приведенные данные, можно утверждать, что пассивная окраина Восточной Арктики представляла собой часть обширного морского бассейна, в основании которого в раннем мезозое находилась преобразованная континентальная кора, большей частью утоненная. Эта окраина была отделена от Сибирской океаническим бассейном. Его закрытие и последующая коллизия в раннем мелу завершили формирование композитной структуры Верхояно-Чукотского орогенического пояса.