Каталог Минералов
 

Лаосско-Вьетнамская и Юньнань-Малайская раннекиммерийские покровно-складчатые системы


Тектоника континентов и океанов / Северная и Восточная Азия / Лаосско-Вьетнамская и Юньнань-Малайская раннекиммерийские покровно-складчатые системы
обсудить на форуме

Эти системы служат юго-юго-восточным (в современных координатах, первоначально восточным) продолжением Куньлунской системы и, подобно последней, возникли в результате замыкания Палеотети-са. Юньнань-Малайская система протягивается через западную часть китайской провинции Юньнань и крайний восток Мьянмы в северо-западный Лаос и центральную часть Таиланда, охватывая далее п-ов Малак-ка, кроме его крайней северо-западной части, и о-ва Бангка и Билитон (Малайя). Западным ограничением системы служит массив Синобирмания, восточным -на севере Южно-Китайская (Янцзы) платформа, на юге Индосинийский массив . В промежутке между ними от Юньнань-Малайской системы ответвляется Лаосско-Вьетнамская складчато-покровная система северо-западного простирания, уходящая на соединеннее Западно-Тихоокеанским подвижным поясом. Эта ветвь обособляется уже в пределах Юньнани, отделяясь от основного ствола Юньнань-Малайской системы массивом-микроконтинентом Линкан-Симао. От Южно-Китайской платформы Лаосско-Вьетнамская
(Вьетлаосская) система отделяется офиолитовым швом Айлаошань, от Индосинийского массива - офиолитовым швом Андием. Выходы офиолитового комплекса имеются и в осевой части системы - вдоль р. Шонгма во Вьетнаме; возможно, что на северо-западе этот шов соединяется с Айлаошанским. С другой стороны, Айлаошанский шов рассматривается некоторыми исследователями как продолжение шва, ограничивающего с севера Северотибетский (Цзянтан) массив и отделяющего его от Куньлунской системы. Если это сопоставление справедливого именно Вьетлаосская система является прямым продолжением Куньлунской, а Юньнань-Малайская - лежащей на продолжении сутуры, разделяющей Северотибетский массив на два блока, из которых только южный по присутствию позднепалеозойских ледниковых отложений и гондван-ской флоры должен был до этого времени принадлежать Гондване.

Массив Линкан-Симао тяготеет по тем же признакам к северному блоку Северотибетского массива и к Индосинийскому массиву. Но в современной структуре он отчленен и от того, и от другого, а в промежутке между ним и Индосинийским массивом Вьетлаосская система непосредственно примыкает на западе к Юньнань-Малайской, но их разделяет крупный левый сдвиг Дьенбьен, который южнее простирается вдоль всего западного края Индосинийского массива. Расположенные по разные стороны этого сдвига, обе системы резко различаются и по своему простиранию - западо-се-веро-западному у Вьетлаосской, общему субмерпдио-нальному у Юньнань-Малайской.

Вьетлаосская система заложилась в процессе по-зднепротерозойского рифтинга на гетерогенном фундаменте, ибо помимо офиолитов позднепротерозой-ского-раннепалеозойского (скорее всего, венд-раиие-кембрийского) возраста - реликтов океанской коры, в ее структуре присутствуют блоки ранпедокембрий-ской континентальной коры - Фухоат и Фансипан, по периферии которых сохранились предположительно рифтогенные обломочные и частично карбонатные отложения венда(?)- нижнего кембрия. Возникший к началу или в начале палеозоя глубоководный бассейн заполнялся в ордовике-силуре, а в центральной части и в девоне мощной флишевой или флпшоидной толщей. Близ границы с Индосинийским массивом на юго-западе и в северо-восточной зоне системы в раннем девоне проявились каледонские деформации с последующим накоплением моласс, излияниями субщелочных базальтов и внедрением гранитоидов. В осевой части системы диастрофизм наступил несколько позднее - в конце девона, опять же сопровождаясь в раннем карбоне образованием моласс, вулканитов и гранитоидов. Отложения до девонских включительно были смяты в узкие линейные складки и метаморфизовапы в зелено-сланцевой фации, Они резко несогласно перекрываются полого дислоцированными мелководными терриген-но-карбонатными отложениями карбона-перми. Исключением на этом спокойном фоне явилось образование уже в девоне рифтогенного прогиба в бассейне р. Шонгда с накоплением обломочно-глинистых и карбонатных осадков. Деструкция сформированной перед этим континентальной коры в поздней перми - среднем триасе, судя по появлению мафитов и ультрама-фитов, могла достингуть красноморской стадии. Перед ладином отложения прогиба Шонгда испытали деформации сжатия, но затем погружение возобновилось с отложением в его осевой части темных глинистых, а в бортах - обломочных осадков. Заключительные интенсивные деформации призошли в нории, после чего дислоцированные породы прогиба были несогласно перекрыты обломочными красноцветами самых верхов триаса, а затем щелочными вулканитами нижней юры. Этой вспышке вулканизма предшествовали интрузии гранитоидов. Между тем в более южной части системы в среднем триасе образовалась впадина Самныа, заполненная мелководными песчано-глинистыми осадками и кислыми вулканитами, которым комагматич-ны гранитоиды. Выше залегает угленосная моласса верхов триаса - низов юры, грубая вулканическая моласса нижней юры, верхнего мела и неогена. Аналогичная впадина Туле была сформирована в северо-восточной части системы.

Таким образом основные деформации Вьетлаос-ской системы приходятся на конец триаса, хотя им предшествовали предцевонские в ее краевых частях и предкарбоновые - в осевой зоне. На заключительной стадии киммерийских деформаций вдоль северо-восточной границы системы образовался один из крупнейших сдвигов Юго-Восточной Азии - правый сдвиг Красной реки, уходящий в дельте последней под Ханойский неогеновый прогиб, открывающийся в залив Бакбо (Тонкинский) Южно-Китайского моря. А возможное восточное продолжение Вьетлаосской системы может находиться на о. Хайнань.

Юньнань-Малайская система зарождается на севере, в Юньнани, на продолжении сутуры Ланканцзян (или Лонгмукуо-Шуангху), отделяющей собственно Северотибетский массив (Цзяньтан) от блока Линкан-Симао и являвшийся северной границей Гондваны на этом участке в позднем палеозое. В зоне этой сутуры в Тибете известны девонские и пермо-карбоновые офи-олиты и турбидиты, а также голубые сланцы; она перекрыта здесь континентальным средним триасом. Юго-восточнее в западном крыле сутуры выступают пермо-карбоновые островодужные вулканиты, а сама сутура прорвана позднетриасовыми коллизионными гранитами и запечатана юрскими отложениями. Южное продолжение данной сутуры известно в западной Юньнани как сутуры Чаннин-Менглян, в Таиланде как Нан-Уттарадит и в Малайе - как Рауб-Бентонг. В целом она намечает шов, вдоль которого произошло закрытие Палеотетиса в Юго-Восточной Азии. Развитый вдоль этой сутуры меланж включает полный набор пород офиолитовой ассоциации, в том числе кремни-радиоляриты, по которым верхний предел возраста офиолитов датируется как раннедевонский на севере, позднедевонский на юге, а нижний - как среднетриа-совый или позднепермский-раннетриасовый, соответственно. В Малайе сутура запечатана позднетриасовы-ми-раннеюрскими гранитами. Офиолитовый шов на ряде участков сопровождается выходами глаукофано-вых сланцев.

Основную роль в сложении системы играют чер-носланцевые отложения ордовика-силура и флишевые или флишоидные-девона- среднего триаса. Наряду с ними развиты, особенно в западной зоне, на краю Си-нобирманского массива, островодужные вулканиты пермо-триасового возраста. Такие же вулканиты известны и вблизи западной окраины Индосинийского массива.
Внутренняя структура системы отличается большой сложностью и широким развитием надвигов и даже тектонических покровов, направленных с обеих сторон к осевому офиолитовому шву. Наиболее крупные покровы, сложенные породами верхов карбона-перми и главным образом нижнепермскими известняками, а также угленосной паралической формацией, установлены русскими геологами в восточной зоне, где амплитуда их перемещения достигает десятков километров.

Основной эпохой формирования этой структуры явился конец триаса - начало юры. На ее завершающей стадии возникли крупные сдвиги северо-западного простирания - Красной реки на севере, Хионг-Ма-руи на юге, с амплитудой, соответственно, в 600 и 220 км; развивались они в основном начиная с олиго-цена. Юрские и меловые континентальные отложения выполняют остаточный прогиб, наложенный на осевую зону системы.
Вдоль юго-западного края Индосинийского массива в пределах Камбоджи и юго-восточного Вьетнама происходит переход верхнепалеозойских и триасовых отложений в более мощные, глубоководные и интенсивнее дислоцированные образования. Здесь же появляется морская юра. Тем самым намечается существование еще одной ветви Палео-, вернее, Мезотетиса, переходной к Западно-Тихоокеанскому поясу.
Деформации сжатия в подвижных системах Индокитая неполностью завершились в раннекиммериискую эпоху. Они повторялись в юре и мелу, очевидно, под воздействием коллизии, происходившей западнее, в основном в пределах Мьянмы, в позднекиммерийскую эпоху.

В конце эоцена территория современного Индокитая вступила в новый активный этап своего тектонического развития, совпадающий с эпохой коллизии Индии и Евразии. Большая часть территории при этом испытывала поднятие, сопровождавшееся излияниями базальтов, от толеитовых до щелочных. Последние связаны с процессами рифтинга, которые привели к образованию крупных грабен-прогибов, открывающихся в Южно-Китайское море - Ханойского, устья Меконга и Сиамского залива с продолжением на суше.



  • Моя коллекция
  • Добавить образец
  • Добавить месторождение
  • Предложить новость
  • Управление рассылкой
  • Профайл