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

Эти системы служат юго-юго-восточным (в современных координатах, первоначально восточным) продолжением Куньлунской системы и, подобно последней, возникли в результате замыкания Палеотетиса.

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 Малакка, 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-трастовая система северо-западного простирания, уходящая на соединеннее с 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 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, последний рассматривается некоторыми исследователями как продолжение шва, ограничивающего с севера Северо- Тибетский (Цзянтан) массив и отделяющего его от Куньлунской системы. Если это так, то 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 гондванской флоры должен был до этого времени принадлежать Гондване.

Массив Линкан-Симао тяготеет к северному блоку Северотибетского массива и к Индосинийскому массиву, но в современной структуре он отчленен от них, а в промежутке между ним и Индосинийским массивом Вьетлаосская система 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 простиранию - западо-северо-западному у Вьетлаосской, общему субмеридиональному у Юньнань-Малайской.

Вьетлаосская система заложилась в процессе позднепротерозойского рифтинга на гетерогенном фундаменте, ибо помимо офиолитов позднепротерозойского -раннепалеозойского ( венд-ранне-кембрийского) возраста, в ее структуре присутствуют блоки ранпедокембрийской 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 флишоидной 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, сопровождаясь в раннем карбоне образованием моласс, вулканитов и гранитоидов. Отложения до девонских включительно смяты в узкие линейные складки и метаморфизованы в зелено-сланцевой фации. Они несогласно перекрываются полого дислоцированными мелководными терригенно-карбонатными отложениями карбона-перми.

Исключением явилось образование 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 ультрамафитов, достигала красноморской стадии. 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. В более южной части системы в среднем триасе образовалась впадина Самныа, заполненная мелководными песчано-глинистыми осадками и кислыми вулканитами, которым комагматичны 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.

Основные деформации Вьетлаосской системы приходятся на конец триаса, хотя им предшествовали преддевонские в ее краевых частях и предкарбоновые деформации 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. 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 офиолиты 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 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 среднетриасовый или позднепермский-раннетриасовый, соответственно. В Малайе сутура запечатана позднетриасовыми-раннеюрскими гранитами.

Офиолитовый шов на ряде участков сопровождается выходами глаукофановых сланцев.

Основную роль в сложении системы играют черносланцевые отложения ордовика-силура и флишевые или флишоидные-девона- среднего триаса. Наряду с ними развиты, особенно в западной зоне, на краю Синобирманского 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 тектонических наползней, направленных с обеих сторон к осевому офиолитовому шву.

Наиболее крупные трасты, сложенные породами верхов карбона-перми и главным образом нижнепермскими известняками, а также угленосной паралической формацией, установлены в восточной зоне, где амплитуда их перемещения достигает десятков километров.

Основной эпохой формирования структуры явился конец триаса - начало юры. На ее завершающей стадии возникли крупные сдвиги северо-западного простирания - Красной реки на севере, Хионг-Маруи на юге, с амплитудой, соответственно, в 600 и 220 км; развивались они в с олигоцена. 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 – ветви 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 этап тектонического развития, совпадающий с эпохой коллизии Индии и Евразии.

Большая часть территории испытала 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.

Source http://tektokont.ru
Автор – Хаин B.E

полоса перитихоокеанских структур вновь появляется на суше в юго-восточном Китае, в области, известной как Катазия. Она включает несколько крупных зон общего северо-восточного простирания, возраст заключительных деформаций которых омолаживается в юго-восточном направлении от позднепротерозойского (байкальского) до мезозойского (киммерийского); среди них главная роль принадлежит каледонидам. Эта складчатая область по другую сторону Тонкинского (Бакбо) залива имеет своим продолжением Лаосско-Вьетнамскую складчатую систему, являющуюся одновременно ее связующим звеном со Средиземноморским поясом.

Еще дальше к югу к побережью выходит Индосинийский массив с его раннедокембрийским фундаментом, а лежащие к юго-западу структуры относятся уже не к Западно-Тихоокеанскому, а к Средиземноморскому поясу.

Позднекайнозойский вулканизм на шельфе Южно-Китайского моря
КИНЕМАТИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ БАССЕЙНА SОNG HОNG
молодые вyлкaн