<<
>>

ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ


Геосинклинальные пояса в течение позднего палеозоя развивались по- разному. Большую роль в некоторых из них сыграла герцинская складчатость, приведшая к возникновению обширных областей сложно построенных складчатых структур — герцинид.

УРАЛО-МОНГОЛЬСКИЙ пояс
В позднем палеозое в Урало-Монгольском поясе выделялись области с различным строением и историей развития (см. рис. 55). Большую часть пояса занимали геосинклинальные области, состоявшие из систем прогибов и поднятий. Примерами таких областей могут служить Урало-Тянынанская и Казахстано-Монгольская. Наряду с геосинкли- нальными областями существовали крупные относительно устойчивые блоки (массивы) ранней консолидации: байкальской и каледонской. Многие черты развития этих блоков (массивов) в позднем палеозое были близки к платформенным.
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОБЛАСТИ Урало-Тяньшанская область
Ута область охватывала Пай-Хой, Урал и Южный Тянь-Шань. Породы верхнего палеозоя здесь широко распространены; они слагают в настоящее время крупные сложные складчатые структуры. Историю геологического развития этой области в позднем палеозое рассмотрим на примере Урала.
На Урале в девоне и раннем карбоне продолжали существовать две зоны прогибов (рис. 80), отличавшихся интенсивностью тектонических движений и характером формаций: зона западных (внешних) и зона восточных (внутренних) прогибов. Так же как и в раннем палеозое, зона западных прогибов была местом накопления терригенных и карбонатных отложений, что характерно для миогеосинклиналей, а зона восточных прогибов — местом накопления мощных вулканогенных толщ, что свойственно эвгеосинклиналям.
Зоны прогибов на отдельных участках были разделены Центрально-Уральским геоантиклинальным поднятием.
Девонский период. Девонские отложения на Западном склоне Урала развиты широко; наиболее полные и мощные разрезы отмечаются на севере и на юге; на Среднем Урале мощность девонских отложений резко сокращена, отдельные горизонты выпадают из разреза.
Рис. 80. Схема развития основных структурных элементов южной части Урала в палеозое
з

Рис. 80. Схема развития основных структурных элементов южной части Урала в палеозое. По А. С. Перфильеву и Н. П. Хераскову (1964 г.), с упрощением
  1. — для времени формирования нижнего структурного этажа геосинклинального комплекса (ордовик— средний девон); П—для времени формирования верхнего структурного этажа геосинклинального комплекса (средний девон — ранни.і карбон); III—для времени формирования ороген- кого (молассового) комплекса (средним карбон — рашшй триас). Цифры на схеме: I — Восточно- Европейская платформа; 2—8 — Уральская силалчатая система (2 — миогеосинкликальная зона,
  1. — эвгеосинклинальная зона; 4 — Зиламрский спнклинорий, 5 — Центрально-Уральский антикли- норий, б — Магнитогорский еинклипорип, 7 -Урало-Тобольский антиклинорий; 8 — Аятский син- клинорин); 9 — Пред} ральокип краевой прогнСі. I — доордовикские отложения Восточно-Европейской платформы и комплекса основания Уральской системы; 2— карбонатные отложения миогео- синклииальной зоны; 3— глинистые сланцы некомпенсированной внутренней части миогеосинклинальной зоны; 4 —осадочные толщи Уральской системы; 5 — вулканогенные толщи эвгеосинкли- нзльной зоны; 6 — терригенпо-карбонатные отложения дезона и карбона на Восточно-Европейской платформе; 7 -- граниты; 8 — молассоиые отложения; 9 — гипсоносно-солецосные тслщн; :'j — крупные разломы

На севере Западного склона Урала (Пай-Хой, Полярный Урал) в разрезе девона преобладают морские отложения-, глинистые известняки, часто битуминозные, отмечены озерные отложения с остатками растений и панцирных рыб и лагунные отложения — чередующиеся глинистые известняки, мергели и доломиты.
Общая мощность девонских отложений в этих районах составляет 2—2,5 км.
На Среднем Урале нижний девон отсутствует, а средний и верхний представлен органогенными известняками и песчаниками мощностью до 100—110 м.
На юге Западного склона Урала деЕонская система, так же как и на севере, представлена полно. Нижний и средний девон сложены карбонатно-глинистыми породами с редкими прослоями туфов основного состава, а верхний — толщей ритмично чередующихся песчаноглинистых и мергелистых пород с прослоями кремнистых пород,. Это флишеподобная зилаирская свита мощностью 1,7 км, верхняя часть которой имеет турнейский возраст.

Анализ фаций и мощностей девонских отложений миогеосинюш- нальной зоны Западного склона Урала позволяет сделать вывод, что в девонском периоде эта зона на севере и на юге испытывала погружение. Средний Урал представлял собой приподнятый участок, где осадки либо не накапливались (ранний девон), либо имели очень небольшую мощность. Погружение прерывалось кратковременными поднятиями, что приводило к сокращению площади морского бассейна и размыву. Следовавшие за поднятиями опускания вызывали трансгрессию моря и возобновление осадконакопления: сначала в озерных и лагунных условиях, а затем в мелководных морских.
В восточной зоне в течение девона в прогибах, унаследованных от силура, накапливались мощные морские эвгеосинклинальные формации, состоящие из вулканогенных, осадочно-вулканогенных и кремнистых пород: лав, туфов, туфобрекчий, яшм, туффитов, песчаников и аргиллитов (см. рис. 80). Характерна изменчивость фаций вкрест простирания прогибов; так, лавы и туфы распространены, как правило, вдоль Оортов прогибов, а в центральной части преобладают туфогенные и кремнистые породы, яшмы, аргиллиты с линзовидными прослоями известняков. Для девона характерно излияние лав основного (базальтового) состава, но иногда встречаются кислые и щелочные лавы — порфиры и трахиты. В позднем девоне вулканическая деятельность ослабла, накапливались преимущественно терригенные осадки. Обычны девонские интрузии основного и ультраосновного состава, сходные с силурийскими. Мощность девонских отложений эвгеосинклинальнсй зоны достигает 10 км, что значительно превышает мощность пород миогеосинклинальной зоны.
Девонские отложения в геоантиклинальных участках эвгеосинклп- нальной зоны развиты не повсеместно. Преобладают фации мелководных органогенных известняков небольшой мощностти (100—400 м); встречаются также пачки кислых и щелочных эффузивных пород, лав., туфов, брекчий. Эти факты позволяют сделать вывод, что геоантиклинали представляли собой в девоне островные поднятия, разделенные неглубокими проливами.
Каменноугольный период. В каменноугольной истории Урала выделяются два существенно различных этапа: раннекаменноугольный и средне-позднекаменноугольный. Первый из них являлся продолжением предшествующего геосинклинального этапа. В среднем карбоне начался второй—орогениый этап, когда опускания сменились общими поднятиями и складкообразованием.
Отложения нижнего карбона в миогеосинклинальной зоне залегаю і обычно согласно на породах девона и представлены в основном известняками с обильными остатками морских организмов. Лишь на Среднем Урале в нижнем визе имеются континентальные угленосные отложения, с которыми связаны угли Кизеловского бассейна. Мощность нижнегс карбона на севере 600—700 м. На юге, в Зилаирском прогибе, известны только турнейский и нижняя часть визейского яруса — это верхняя часть флишоидной зилаирской свиты. Таким образом, в миогеосинкли- нальной зоне в раннем карбоне продолжалось умеренное прогибание в морских условиях. В середине визейского века произошло замыкание некоторых геосинклинальных прогибов.
В восточной эвгеосинклинальной зоне Урала в раннем карбоне, продолжали развиваться те же структуры, что и в девоне. В прогиба* отложения нижнего карбона залегают согласно на породах девона г.

представлены сложным комплексом лав и туфов, яшм, кремнисшх и туфогенных сланцев и песчаников. Мощность этого осадочно-вулканогенного комплекса 2,7—3 км. На геоантиклипальных поднятиях отложения нижнего карбона развиты не повсеместно и представлены мелководными известняками с пачками континентальных угленосных пород.
В течение раннего карбона в восточной эвгеосинклинальной зоне неоднократно проявлялись процессы поднятий и деформации осадков, что приводило к усложнению общей структуры и в конечном итоге к отмиранию геосинклинального режима и возникновению складчатых сооружений. Тектоническая активизация особенно интенсивно проявилась в конце раннего карбона (судетская фаза герцинской складчатости) .
В раннем карбоне вдоль бортовых разломов и особенно вдоль главного глубинного разлома, ограничивающего Центрально-Уральское поднятие, продолжали внедряться интрузии основного, ультраосновного (редко щелочного) состава, близкого к лавам того же возраста. Силурийские, девонские и раннекаменноугольные интрузии основного состава образуют так называемую габбро-перндотитовую формацию. С ними связано большое количество ценных полезных ископаемых: хромиты, сульфиды никеля и кобальта, титаномагнетит, асбест и тальк.
С комплексом вулканогенно-кремнистых отложений девона и нижнего карбона связаны на Еостоке Урала месторождения яшм, малахита, колчеданных медных руд.
В среднем и позднем карбоне, как отмечалось ранее, характер развития Урала сильно изменился. С этого времени в отдельных его районах начался орогенный этап, который охватил весь Урал в пермском периоде и закончился в разных частях в раннем или среднем, а на севере, вероятно, в позднем триасе.
Изменения начались на востоке в эвгеосинклинальной зоне. Отложения среднего карбона здесь развиты в изолированных небольших межгорных впадинах, где залегают обычно несогласно на более древних складчатых толщах и характеризуются резкой фациальной изменчивостью. В их составе преобладают морские песчано-глинистые толщи с прослоями известняков, но с пачками грубых конгломератов и гравелитов, а в верхах разреза местами развиты лагунные и континентальные пестроцветные толщи с гипсами и остатками наземных растений (до 1000 м). К верхнему карбону в эвгеосинклинальной зоне Урала предположительно относятся локально развитые конгломераты и песчаники (300—400 м).
Таким образом, в среднем и позднем карбоне в эвгеосинклинальной зоне Урала преобладали процессы поднятий и происходила регрессия моря. Раздельное развитие существовавших здесь ранее геосинклинальных прогибов и геоантиклиналей заканчивалось. Процессы складчатости, метаморфизма и магматизма превратили их в сложные линейные складчатые горные сооружения. Между ними формировались узкие межгорные прогибы, в которых частично в морских условиях накапливались молассы. К концу карбона вся восточная и центральная части Урала превратились в горную страну, подвергавшуюся процессам размыва.
В западной миогеосинклинальной зоне Урала широко развиты морские отложения среднего и верхнего карбона. Это в основном карбонатные породы, сходные по составу с отложениями соседних частей платформы, но имеющие большую мощность. В южной части зоны

средний и Еерхний карбон представлены терригенной флишевой формацией. На востоке зоны в среднем и особенно в верхнем карбоне местами развиты мощные (около 1000 м) грубообломочные толщи песчаников с линзами конгломератов.
Итак, миогеосинклинальная зона в среднем и позднем карбоне испытала преимущественно прогибание. .Здесь существовал морской бассейн, сливавшийся на западе с бассейном платформы. Но уже в конце среднего и в позднем карбоне в восточной части этой зоны стали накапливаться толщи грубообломочных моласс за счет сноса с поднимавшихся на востоке гор. Началось формирование структур Пред- уральского краевого прогиба, развитие которого происходило в ранней перми.
Одновременно с общим поднятием Урала стали формироваться многочисленные интрузии гранитов, состоящие из ряда последовательных одновозрастных комплексов. С течением времени интрузии сред- ного состава сменились комплексом типичных кислых гранитных интрузий, а последние — интрузиями щелочного состава. С гранитоидным магматизмом были связаны процессы рудообразования: сформировались месторождения железа, мышьяка, вольфрама, молибдена, олова и других металлов.
Пермский период. В пермском периоде вся территория Урала находилась на орогенном этапе, максимум поднятий наблюдался в ран- кепермскую эпоху. Пермские отложения в складчатой системе Урала отсутствуют, так как она превратилась в сложно расчлененную горную страну, которая подвергалась интенсивным процессам денудации. Продолжали формироваться интрузии: в ранней перми внедрялись крупные массы гранитной магмы, а в поздней перми — щелочные (не- фелин-сиенитовые) интрузии, дайки гранит-порфиров и других пород. С пермским магматизмом связаны разнообразные месторождения. К ним относятся кварцевые жилы с рудами самых различных металлов (золота, молибдена, свинпа, цинка, никеля, кобальта и др.), а также рудоносные пегматиты с редкими и редкоземельными элементами (ниобия, тантала, циркония, ванадия, рубидия, мышьяка, бария и галлия). К пегматитам приурочены месторождения знаменитых уральских драгоценных и полудрагоценных камней (изумрудов, топазов, турмалинов, аметистов и др.).
Предуральский краевой прогиб в ранней перми протягивался вдоль складчатой системы Урала, накладываясь на край Восточно-Европейской платформы и эпибайкальской Тимано-Печорской плиты.
Поперечные поднятия делили прогиб на несколько впадин. Для прогиба в целом характерно изменение состава и мощности геологи* ческих формаций в меридиональном (продольном) направлении; в каждой впадине наблюдаются также изменения и в широтном (поперечном) направлении (рис. 81).
В восточной части краевого прогиба отложения нижней перми представлены грубообломочными песчаниками и конгломератами. Это морская моласса, мощность которой достигает 2—3 км. По мере движения на запад мощность молассовой формации уменьшается и состав ее становится все более тонкообломочным. Большие мощности отложений указывают на интенсивность опусканий краевого прогиба. При этом опускание восточной части прогиба компенсировалось быстрым накоплением огромных масс обломочных осадков и морской бассейн здесь оставался мелководным.
Рис. 81. Фациалышй разрез пермских отложений Предуральского краевого прогиба
Рис. 81. Фациалышй разрез пермских отложений Предуральского краевого прогиба. По В. Д. Наливкину (1956 г.)
А — нижняя пермь (асссльскніі, сакмарскин и артиискш'і ярусы); В — нижняя пермь (кунгурскнн ярус); С — верхняя пермь. 1 — континентальные красноцветные отложения; 2 — лагунные гипси- иосные отложения; 3— соленосиая толща (галит, сильвин, карналлит); 4 — песчаники и конгломераты; 5 — глины; 6 — известняки, 7 — рифы
В центральной зоне прогиба те же по возрасту отложения представлены глинами и мергелями мощностью всего 50—300 м. Сюда не доносился грубообломочный материал, и поэтому существовали глубоководные условия некомпенсированного прогиба.
В западной части прогиба в ранней перми известны мшанковые рифовые массивы, имеющие неправильно-коническую форму. Некоторые из них обнажены в современном рельефе и слагают пологие холмы — стерлитамакские шиханы. Многие рифовые массивы погребены под болеее молодыми толщами; к некоторым в Приуралье приурочены месторождения нефти (например, месторождения в районе Ишим- бая).
В кунгурском веке в южных и средних частях Предуральского краевого прогиба формировалась мощная соленосная толща. В низах она сложена преимущественно глинами, гипсами и ангидритами мощностью 300—400 м, а выше-—каменной солью (галитом) с пачками калийных и калийно-магниевых солей (сильвинита и карналлита). Общая мощность солей достигает 500—600 м и более. Образование соленосных толщ происходило в обширных осолоненных морских бассейнах, в условиях жаркого и засушливого климата. Каменная соль добывается в крупных выработках и без переработки используется в пищу. На севере краевого прогиба (Воркутинская впадина), в отличие от более южных районов, кунгурский ярус представлен угленосной толщей мощностью до 1 км. Угленосными являются также и отложения уфимского яруса Еерхней перми, с ними связаны угли Печорского бассейна.
Изменения состава кунгурских отложений были обусловлены резко выраженной в перми климатической зональностью. Северная часть краевого прогиба, в отличие от южной, располагалась в зоне умеренного влажного климата, где пышно развивалась наземная флора. Поэтому в сходных тектонических условиях в краевом прогибе на севере образовалась не соленосная, а угленосная толща.
В течение ранней перми за счет разрастания поднятии на Урале происходило постепенное смещение краевого прогиба на западный край платформы. Мигрировала к западу и зона максимального накопления грубообломочных моласс. Поэтому верхнепермские отложения развиты в западной части краевого прогиба. Это в основном континентальные молассы: красноцветные глины, песчаники, конгломераты; иногда в них встречаются пачки медистых песчаников. В поздней перми поднятие палео-Урала замедлилось.

В восточной части краевого прогиба отложения, заполняющие его, наиболее сильно смяты в складки и разбиты системами взбросов и надвигов.
Подобную Уралу историю геологического развития в позднем палеозое испытал Южный Тянь-Шань. В позднем палеозое Урал и Южный Тянь-Шань принадлежали к единой геосинклинальной области; они были сходны по времени окончания геосинклинального развития и проявления герцинского орогенеза, а также по интенсивности гранитного магматизма.
Казахстано-Монгольская область
Эта область располагалась в юго-восточной части Урало-Монгольского геосинклинального пояса (рис. 82) на месте Чингиза, Калбинского хребта, Рудного и Монгольского Алтая, Салаира и характеризовалась чрезвычайно сложным строением. Однако она имела сходное развитие с Урало-Тяныпанской областью. В девоне и раннем карбоне продолжа-
Рис. 82. Тектоническая схема южной части Урало-Монгольского пояса
Рис. 82. Тектоническая схема южной части Урало-Монгольского пояса
1— байкалиды (окончание геосинклинального режима в рифее):              а — выступающие на поверх
ность, б — погребенные под чехлом; 2— каледониды ранние — салаириды (окончание геосинклинального режима в середине кембрия):              а              — выступающие на поверхность, 6—погребенные; 3 —
каледониды поздние (окончание геосинклинального режима в силуре); а — выступающие на поверхность, б — погребенные; 4—гердиниды: а — выступающие на поверхность, б — погребенные; 5 — наиболее крупные структуры герцинид: а—антиклинории, б — синклинории; 6 — межгорные впадины на каледонском и байкальском основании; а — выступающие иа поверхность, б—погребенные; 7—8 — межгорные впадины орогенного (постгеосинклинального) режима герцинид (7 — с преобладанием вулканогенных пород, 8 — с преобладанием терригенных, часто угленосных пород); 9 — девонский вулканический пояс; 10— грабен-синклннали Сарысу-Тенизского водораздела;
  1. — главнейшие глубинные разломы; 12 — границы Урало-Монгольского пояса; 13 — древиие платформы; 14 — современная граница палеозойских структур, выступающих на поверхность. Структуры: I — Байкало-Еннсейская область; II'—II" — Алтае-Саянская область (ІГ — Куз- нецко-Саянский регион, II" — Алтае-Тувинский регион); III — Кокчетавско-Кнргизская область; IV — Казахстано-Монгольская область; V — Сибирская платформа; VI — Таримская платформа. Цифры на схеме:              впадины:              1              —              Канско-Рыбинская,              2              —              Минусинские,              3 — Тувинская, 4 —

Монгольская, 5 —Уйменская, 6 — Тенизская, 7 — Джезказганская, 8 — Карагандинская, 9—Севе- ро-Балхашская, 10 — Кузнецкий прогиб, 11 — Кураминская
ли существовать геосинклинальные условия; прогибы, начавшие свое развитие в раннем палеозое или возникшие в девоне, заполнялись мощными геосинклинальными формациями. Геоантиклинальные поднятия, лишь слабо наметившиеся в силуре, продолжали расширяться. С конца раннего карбона по пермь Казахстано-Монгольская область находилась на орогенном этапе.
Девонский период. На рассматриваемой площади в девоне развивались прогибы двух типов: внешние и внутренние. Внешние прогибы располагались по периферии области и возникали на погруженных и раздробленных краях крупных массивов ранней консолидации. Наиболее типичными являются прогибы Рудного Алтая, где девонские отложения залегают резко несогласно на складчатых докембрийскпх (?) и нижнепалеозойских породах. В прогибах они представлены толщей мощностью 6—8 км лав кислого, реже среднего и основного состава, туфов, туфоалевролитов, кремнистых пород с линзами известняков с остатками морских беспозвоночных. На геоантиклинальных поднятиях отложения девона не превышают 1,5—3 км и представлены преимущественно вулканитами с преобладанием дацитовых и липаритовых лав, часто континентальными, с линзами красных песчаников, конгломератов и известняков.
Внутренние прогибы занимали центральную часть области (Кал- бинский хребет, Южная Монголия). Их ориентировка была обусловлена глубинными разломами. Преобладали эвгеосинклинальные прогибы (например, прогибы Южной Монголии), которые в начале девона заполнялись вулканитами преимущественно основного состава (спилита- ми) и кремнистыми породами, к этим образованиям приурочены ги- пербазиты; в среднем и позднем девоне — вулканогенно-осадочными толщами андезит-базальтового и андезит-дацитового состава. По простиранию вулканиты замещались туфогенно-терригенными отложениями. Некоторые внутренние прогибы были местом накопления в основном терригенных ритмично построенных формаций с редкими горизонтами диабазов и кремнистых пород (Калбинскнй хребет, Южный Алтай).
В целом для девона рассматриваемой области характерны морские условия осадконакопления. Тектонические движения в это время носили резко дифференцированный характер.
Каменноугольный и пермский периоды. Унаследован- но развивались геосинклинальные прогибы, где накапливались мощные, преимущественно терригенные и отчасти терригенно-карбонатные отложения, согласно сменяющие девонские. Лишь местами каменноугольные породы залегают на подстилающих со следами размыва.
В некоторых внутренних прогибах (Южный Алтай, Калбинскнй хребет) шло формирование флишоидных толщ; в них иногда содержатся пачки кремнисто-вулканогенных пород (верхи визе). Общая мощность нижнего карбона в прогибах составляет 7—8 км.
В раннем карбоне вулканическая деятельность ослабла, местами вообще прекратилась. Наиболее интенсивно она проявлялась в конце визейского века лишь вдоль глубоких разрывов, где изливались лавы основного, среднего и кислого состава, а также накапливался пиро- кластический материал.
В конце визейского века в Казахстано-Монгольской области проявилась судетская складчатость, которая привела к завершению геосинклинального развития. Тектонические поднятия вызвали обшир
ную регрессию морских бассейнов и поэтому рассматриваемая область в серпуховском веке почти полностью превратилась в сушу. Одновременно возросла интенсивность складкообразования и формирования разрывных нарушений; отложения девона и нижнего карбона были дислоцированы, а прогибы и геоантиклинали превратились в синкли- норип и антиклинории. Как и на Урале, возникла горная, сложно построенная герцинская складчатая область.
Отложения серпуховского яруса, среднего, верхнего карбона и перми в казахстанских и монгольских герцинидах распространены на меньших площадях, чем отложения девона, турнейского и визейского ярусов нижнего карбона. Это континентальные, в меньшей степени мелководные морские отложения, которые накапливались в межгор- ных впадинах. Залегают они с угловым несогласием на сложно дислоцированных породах силура, девона и нижнего карбона. Среди них выделяется два типа молассовых формаций: вулканогенные и угленосные.
Одновременно с развитием межгорных впадин в течение среднего— позднего карбона и перми на территории герцинид Казахстано- Монгольской области формировались многочисленные интрузии гранн- тоидов. Наиболее ранние из них имеют обычно средний состав (диориты), а более поздние-—кислый и щелочной (граниты, щелочные граниты). Многие из интрузий имеют близкий химический состав, тесную пространственную и генетическую связь с вулканогенными комплексами, так как являлись продуктами общих магматических очагов.
Специфическими чертами развития характеризовался во второй половине карбона и в течение перми прогиб, располагавшийся на месте современного Кузнецкого бассейна (см. рис. 82). Контуры Кузнецкого прогиба наметились еще в начале девона. Начиная с конца раннего карбона и до конца перми здесь накапливалась мощная, до 9—10 км, угленосная моласса. Углеобразоваиие шло в обводненных болотах, а также на обширных прибрежных равнинах. Местонахождение, некоторая асимметрия строения, возраст и характер формаций Кузнецкого бассейна указывают на то, что эта структура близка к герцинским краевым прогибам.
Таким образом, в позднепалеозойской истории герцинид Урало- Монгольского пояса выделяются два крупных этапа, отличающиеся тектоническим развитием:              девоно-раннекаменноугольный и средне
позднекаменноугольный— пермский (включая серпуховский век).
Первый этап тесно связан с предыдущим раннепалеозойским. В Урало-Тяньшанскон и Казахстано-Монгольской областях продолжались геосинклинальные условия. Здесь существовали геосинклинальные прогибы (внешние и внутренние), возникшие как в раннем палеозое, так и новые — девонские. Прогибы были отделены друг от друга геоантиклинальными поднятиями или крупными блоками континентальной коры, возникшей в результате дорифейской, байкальской и каледонской складчатостей. Тектонические движения имели резко дифференцированный характер, преобладали процессы опускания, что обуславливало в основном морской режим осадконакопления. Внешние прогибы, заложенные на континентальной земной коре, заполнялись либо террнгенно-карбонатными осадками (миогеосинклинальная зона Западного склона Урала), либо в основном вулканитами. В отличие от эвгеосннклиналеи. вулканические продукты имели сред-
ний и кислый состав. Это прогибы Рудного Алтая, Джунгарии и др. Внутренние — эвгеосинклинальные прогибы развивались на земной коре океанского типа; в них накапливались вулканические продукты преимущественно основного состава (базальты), кремнистые и глинистые отложения. Примером являются прогибы Восточного склона Урала, Калбы, Южной Монголии и др. В конце этапа в результате судетской фазы складчатости происходило замыкание геосинклинальных прогибов, смятие накопившихся отложений в складки, формирование гранитных и других интрузий.
Второй — орогенный этап, который начался в конце раннего карбона (в серпуховском веке) и продолжался до конца перми, характеризовался нарастанием положительных тектонических движений, усложнением возникших складчатых структур, образованием горного рельефа. Наряду с образованием гор шло развитие межгорных впадин и краевых прогибов, которые заполнялись молассовой формацией, часто угленосной или вулканогенной. К концу орогенного этапа завершилось формирование впадин и прогибов, они также были втянуты в поднятия; заполнившие их породы были смяты в складки и нарушены разрывами, иногда очень пологими, типа надвигов. Многие исследователи связывают складко-и горообразование с процессами сжатия земной коры.
 
<< | >>
Источник: Немков Г. И.. Историческая геология. Учебник для вузов. 1986

Еще по теме ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ:

  1. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ
  2. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ
  3. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ПОЯСОВ СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ПОЯС
  4. § 2. ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ И ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ФОРМАЦИИ
  5. § 8. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ В КАЙНОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
  6. § 9. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ В МЕЗОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
  7. § 12. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ В ВЕРХНЕПАЛЕОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
  8. § 9. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ В НИЖНЕПАЛЕОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
  9. § 11. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РАЗВИТИЯ КАЛЕДОНСКИХ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ В ВЕРХНЕПАЛЕОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
  10. Раздел 8. Основные тенденции развития всемирной истории в XIX в. Пути развития России
  11. Мегарельеф подвижных поясов материков
  12. Мегарельеф внутриматериковыхгеосинклинальных поясов
  13. Мегарельеф эпиплатформенныхгорных поясов
  14. ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОБЛАСТИ
  15. 3.3. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РЕБЕНКА