Альпийская покровно-складчатая система образует выпуклую к северо-северо-западу дугу протяженностью в 1200 км, своим юго-западным окончанием достигающую Средиземного моря и северо-востока о-ва Корсика, а на северо-востоке погружающуюся под поперечную впадину Венского бассейна (рис.11-4). На юго-западе она шарнирно смыкается с Апеннинами в районе Генуи, а на юго-востоке к ней примыкают Динариды. С севера на значительном протяжении вдоль Альп простирается передовой молассовый прогиб, а на юге их отделяет от Апеннин общий Падан-ский межгорный прогиб.Предальпийский прогиб замыкается на западе в районе Женевы. Он возник в конце эоцена и заполнен оли-гоцен-миоценовыми молассами мощностью до 6 км, подстилаемыми платформенным чехлом мезозоя-нижнего палеогена, Этот чехол смят в складки и нарушен надвигами в северном борту прогиба, в Юрских горах, Чехол здесь сорван с палеозойского фундамента по триасовым эвапоритам под напором со стороны Альп
в конце миоцена. Тогда же были деформированы мо-лассы внутреннего крыла передового прогиба.
Северная, Внешняя мегазона Альп, сформированная на основе Зпадно-Европейской эпигерцинской платформы, состоит из трех зон. В Центральных Альпах это Гельветская зона, состоящая из пакета тектонических покровов чехла, представленных отложениями, в основном карбонатными и глинистыми, пассивной окраины Евразии, от пермских до эоценовых, и переброшенных к северу через Внешние Кристаллические массивы. Эти массивы сами надвинуты к северу; они образованы глубоко метаморфизованными породами и гранитами герцинского и кадомского комплексов, включая нижнепалеозойские офиолиты. В Восточных Альпах Гельветская зона суживается и в конце концов оказывается полностью перекрытой покровами более южных зон. В Западных, Французских Альпах Внешняя мегазона, напротив, расширяется и выражена Субальпийскими цепями в области Дофинэ, которые на северо-востоке смыкаются со складчатой Юрой. Эта Субальпийская зона шире Гельветской и имеет менее напряженную складчато-надвиговую структуру, На
юге она расширяется и в палеогеографическом смысле включает отложения не только шельфа пассивной окраины, но и относительно глубокого Воконтского прогиба с черносланцевыми осадками.
Центральная мегазона Альп в палеотектоническом смысле соответствует океанскому бассейну Западного Тетиса, раскрывшемуся в конце средней юры и развивавшемуся в течение поздней юры и раннего мела. Основная часть этого бассейна была общей для Альп и Северных Апеннин и называется Лигурийско-Пьемон-тской. Спредингу предшествовал континентальный рифтинг асимметричного типа в середине триаса и повторно в первой половине юры . В Западных Альпахпомимо основного бассейна в раннем мелу возник другой, Валисский трог с корой океанского типа, отделенный от собственно Пьемонтского Бриансон-ским микроконтинентом. Океанская кора мегазоны, ныне представленная офиолитами, первично перекрывалась мощной толщей черных сланцев, испытавших затем начальный метаморфизм и превращенных в «блестящие сланцы», а затем мел-нижнепалеогеновым фли-шем. В настоящее время все четыре элемента строения мегазоны - континентальный субстрат, офиолиты, «блестящие сланцы» и флиш образуют сложные и самостоятельные тектонические покровы, перемещенные
на большое расстояние к северу, особенно в Центральных Альпах, где они образуют самостоятельный покровный комплекс Предальп, перекрывающий Гельветские покровы. А в Восточных Альпах эти образования, напротив, выступают в огромных тектонических окнах Тауэрна и Энгадина из-под еще более высоких и южных Австроальпийских покровов . В этой же части Альп флиш слагает самостоятельную зону, к востоку все более перекрывающую Гельветскую. На нее здесь, в свою очередь, надвинуты Австроальпийские покровы, родиной которых является южное обрамление Лигурийско-Пьемонт-ского океана. В сложении этих покровов участвуют кадомскии и герцинскии кристаллический фундамент, палеозойские отложения пассивной окраины Гондва-ны, триасово-нижнемеловые карбонаты. Нижние покровы включают породы допермского фундамента, верхние представляют покровы чехла. Первые деформации на востоке начались в конце юры - начале мела, но основное перемещение покровов произошло в середине мела (это и есть австрийская фаза Штилле), о чем свидетельствует несогласное залегание поверх покровов обломочных отложений верхнего турона - эоцена (так называемая фация Гозау). Дальнейшее перемещение Австроальпийских покровов к северу происходило уже в олигоцен-миоцене совместно с подстилающими покровами более внешних зон.
Южная мегазона Альп вторично отделена от основной части сооружения молодым, олигоцен-миоце-новым Инсубрийским разломом, представляющим вер-хнекоровый взбросо-сдвиг, по которому произошло некоторое обратное надвигание центральных зон к югу и правостороннее смещение минимум на 80 км, а также внедрение плутонов гранитоидов. Южные Альпы рассматриваются как выступ Апулийской (или Адриатической) континентальной микроплиты - оттор-женца Гондваны, надвинутой начиная с середины мела на Евразийскую плиту с образованием Альпийского сооружения. Фундамент микроконтинента обнажается вдоль северного края мегазоны; в зоне Ивреа на западе он обнажен до гранулитовых низов коры и перехода к мантии. Чехол в общем сходен с австроальпий-ским, но на востоке в верхнем палеозое появляются морские фации, а верхний мел и нижний палеоген представлены флишем. Структура Южных Альп складча-то-надвиговая, южно-вергентная, со срывом чехла с фундамента по верхнепермским или верхнетриасовым эвапоритам.
Паданский молассовый прогиб является общим для Альп и Апеннин -тыльным для первых, передовым для вторых. Он вмещает молассовую толщу исключительно большой мощности - 9 км, только плиоцена и плейстоцена. На юго-востоке прогиб продолжается вдоль Апеннин .
Если не считать позднекиммерийских деформаций на юго-востоке, связанных с закрытием «океана Ме-лиата» , первые интенсивные деформации сжатия Альпийский ороген испытал в середине мела, особенно их восточный сегмент . Эти деформации сопровождались метаморфизмом, как нормальным, так и высокого давления - низкой температуры. После короткой паузы деформации возобновились в конце эоцена и особенно в олигоцене, уже на фоне коллизии Апулии и Евразии, приведшей к общей инверсии и заложению молассовых прогибов.
Деформации на периферии орогена продолжались вплоть до позднего миоцена, а напряжения сжатия сказываются и в настоящее время, вызывая медленный (1 мм/г) подъем Альп, сопоставляемый со скоростью их денудации.
Рубрика ‘Альпийско-Гималайский подвижный пояс’ Category
Следующее к востоку крупное звено рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса располагается уже в Азии (начиная с района Босфора). Это сооружение простирается широтно вдоль южного побережья Черного моря на севере Анатолии и носит на-званеие Понтид. На юге Понтиды отделены от Центрально-Анатолийского микроконтинента офиолито-вой зоной Измир-Анкара-Эрзинджан, продолжающей
к востоку зону Вардара Балканского п-ова и отвечающей основному стволу позднепалеозойско-мезозойско-го Тетиса. Понтиды отделены от Балканид поперечным меридиональным разломом, предполагаемым вдоль западной окраины Черного моря и к западу от Босфора. Сами Понтиды четко подразделяются на Западные и Восточные разломом северо-северо-западно-го простирания, пересекающим Черное море к западу от Крыма и представляющим, очевидно, продолжение (ветвь?) зоны Тейсейра-Торнквиста .
Западные Понтиды отличаются особенно сложным строением. В их поперечном сечении выделяется несколько весьма отличных зон. Северная зона объединяет палеозой окрестностей Стамбула и каменноугольного бассейна Зонгулдак-Амасра. Палеозойский комплекс здесь практически не метаморфизован, залегает с резким несогласием на гнейсах предположительно позднедокембрийского возраста и начинается обломочными осадками раннепалеозойского возраста, за которыми следуют глинисто-карбонатные отложения силура-девона и нижнекаменноугольный флиш (в районе Стамбула) или карбонаты (в районе Зонгулдака). Угленосная толща Зонгулдакского бассейна принадлежит среднему карбону и содержит типично европейскую вестфальскую флору; выше несогласно залегают континентальные красноцветы перми или триаса. Весь этот палеозойский разрез не имеет ничего общего с разрезами смежных зон Анатолии, но сходен с разрезом Мёзийской плиты, а характер карбоновой флоры однозначно свидетельствует о первично европейской принадлежности данной зоны. Отсюда возникло предположение о ее перемещении к югу вдоль упомянутых западно- и центральночерноморских трансформных разломов во время раскрытия Западно-Черноморской впадины, т.е. в конце раннего мела. На северный край данной зоны наложено восточное продолжение поздне-меловой-раннепалеогеновой магматической дуги Среди егорья.
Стамбул-Зонгулдакский континентальный блок окаймляется с юга офиолитовой зоной, отвечающей Палеотетису и сопровождавшему его с юга узкому тыльнодуговому бассейну Каракая. Кора этих бассейнов субдуцировалась к югу под микроконтинент Са~ карья, представлявший уже передовой элемент Гонд-ваны, отделенный от нее с образованием в конце палеозоя Неотетиса. Палеотетис и бассейн Сакарья замкнулись в доггере, с чем совпало становление коллизионных гранитоидов. Выше несогласно залегают шельфовые карбонатно-обломочные отложения верхней юры и нижнего мела.
Восточные Понтиды простираются к востоку от г. Синопа и на востоке постепенно переходят в структуры Малого Кавказа (см. следующий раздел). В отличие от Западных Понтид, здесь очень широко распространены образования позднемеловой-раннепалеоге-новой магматической дуги, занимающей всю северную часть сооружения, причем не только вулканиты, в основном известково-щелочные, подчиненно толеитовые и щелочные, но и крупные плутоны гранитоидов (в Западных Понтидах эти магматиты в значительной мере находятся ниже уровня Черного моря). В южной зоне Восточных Понтид выступает метаморфический фундамент, в котором найдены остатки среднепалео-зойской фауны и на котором несогласно залегает континентальный в основном верхний палеозой или непосредственно вулканогенная средняя юра. На северо-востоке из-под последней обнажается сланцево-ди-абазовая формация верхнего триаса - нижней юры, возможно, намечающая положение бассейна, лежавшего на продолжении Палеотетиса. Среднеюрские вулканиты согласно сменяются карбонатами верхней юры - неокома, а среднему мелу в общем отвечает перерыв в осадконакоплении. С юга на эту зону обдуци-рованы офиолиты Неотети са, слагающие офиолитовую зону Измир-Анкара-Эрзинджан. А северная зона Западных Понтид уже в пределах подводной окраины Восточно-Черноморской впадины надвинута на кайнозойское выполнение последней. В целом Восточные Понтиды, как и Западные, характеризуются северной вергентностью дислокаций , обязанных в основном позднеэоценовои эпохе деформаций, причем
интенсивность деформаций наибольшая на юге, наименьшая в зоне позднемеловой-раннепалеогеновой магматической дуги.
Западные Понтиды вдоль своего простирания и примерно посредине пересекаются крупным и активным Северо-Анатолийским разломом - правым сдвигом, возникшим в позднем миоцене в связи со столкновением Аравийской плиты с южным краем Евразии. На востоке этот разлом сочленяется с разломом Ине-болу-Варто на границе Западных и Восточных Понтид и далее его функции распределяются между южным пограничным разломом Восточных Понтид и отходящим к юго-востоку разломом на продолжении разлома Инеболу-Варто .
Это небольшое складчато-надвиговое сооружение северо-западного простирания расположено в северозападном Причерноморье между Мёзийской плитой на юго-западе и Скифской (Молдавской) плитой на северо-востоке. От первой оно отделено разломом Пече-няга-Камена, а на вторую надвинуто по системе надвигов северо-восточной вергентности, которая свойственна и сооружению в целом. Обнаженная на суше часть сооружения имеет протяженность ~200 км и достигает максимальной ширины ~50 км на побережье Черного моря. На северо-западе оно погружается под верхнемеловой-кайнозойский чехол, суживается и практически выклинивается близ широтного разлома Тротуш, разделяющего Восточные и Южные Карпаты (см. выше). На юго-востоке сооружение Северной Добруджи продолжается в пределы шельфа, где так же перекрывается чехлом, начинающимся альбом. Заключительные деформации Северной Добруджи относятся соответственно к середине раннего мела, т.е. к поздне-киммерийской, или австрийской эпохе тектогенеза.
В строении Северной Добруджи различают две главных зоны - покровные единицы Мэчин и Тулча, и одну промежуточную . В зоне Мэчин широко развиты образования среднего и верхнего протерозоя, метаморфизованные в амфиболитовой фации и в определенной мере аналогичные породам Центральной и Южной Добруджи по другую сторону разлома Печеняга-Камена. Выше залегают слабее метаморфизованные терригенный нижний и сланцево-карбонат-ный и выше - флишевый средний (S-D) палеозой, прорванные гранитами и несогласно перекрытые обломочным карбоном, после накопления которых возникла вторая генерация гранитоидов, а затем последовало внедрение сиенитов пермского или триасового возраста. Мезозойские отложения в зоне Мэчин пользуются меньшим распространением; они представлены турби-дитами нижнего и карбонатами среднего триаса (с риолитами в последнем) и несогласно залегающей юрой - пестроцветно-глинистой нижней и карбонатной средней и верхней. Примечательно развитие вблизи разлома Печеняга-Камена в верхней юре брекчий и бимодальных, преимущественно кислых вулканитов.
В зоне Тулча также присутствует эпиметаморфи-ческий нижний и средний палеозой и секущие его граниты, но главная роль принадлежит мезозою, особенно триасу. Нижний триас (вместе с Пермью) обломочный, средний и верхний до нория включительно, карбонатный - неритический на северо-востоке, пелагический на юго-западе; имеются бимодальные вулканиты. Нижняя юра турбидитная, средняя - пелагическая глинистая, верхняя - карбонатная. Юре и здесь предшествовала раннекиммерийская фаза деформаций. Между двумя основными террейнами Северной Добруджи вклинивается узкая зона, могущая представлять сутуру. В этой зоне обнажаются триасовые основные вулканиты внутриплитного типа и пелагические известняки, а также норийско-лейасовый флиш.
Глубоководная котловина Черного моря, очерченная изобатой 2000 м, занимает несколько более трети его акватории; она вытянута на 400 км по ширине и имеет несколько более 200 км в поперечнике.
Плоское дно котловины лежит на глубине 2200 м; со всех сторон она ограничена крутым континентальным склоном. Мощность коры сокращается в центральной части впадины до 18 км против 25 км на периферии, в то время как мощность осадочного чехла возрастает с 8 до 15 км, что оставляет на долю консолидированной коры всего 4-12 км.
Внутреннее строение Черноморской впадины неоднородно - она отчетливо распадается на две котловины, разделенные Центрально-Черноморским поднятием и отличающиеся и по строению коры, как будет отмечено ниже, и по времени формирования. Центрально-Черноморское поднятие в рельефе дна выражено подводными хребтами Андрусова и Архангельского, вытянутыми в северо-западном направлении и простирающимися от южного выступа Крымского полуострова к Синопу на турецком побережье. На юго-западе поднятие ограничено Одесско-Синопским разломом -правым сдвигом, принадлежащим к системе линеамен-та Тейссейра-Торнквиста; на юге, на материке его продолжение разделяет Западные и Восточные Понтиды и затем сливается с Северо-Анатолийским сдвигом. Центрально-Черноморское поднятие подстилается континентальной корой; мощность ее осадочного слоя составляет 5-9 км, а кровля консолидированной коры залегает на глубине 7-11 км от уровня моря.
Западно-Черноморская впадина более изометрич-на, чем Восточно-Черноморская, и отличается большей мощностью осадочного выполнения -до 15 км, и его большим стратиграфическим диапазоном - от верхов альба до квартера. Восточно-Черноморская котловина вытянута с северо-запада на юго-восток, прилегая на севере к Крыму, на юге к Восточным Понтидам, на нее надвинутым, а на юго-востоке в нее открывается Рионский прогиб. На северо-востоке котловина ограничивается подводным хребтом Шатского, продолжением которого на шельфе служит Гудаутское поднятие, принадлежащее Грузинской глыбе. Севернее на склон поднятия Шатского наложен Туапсинский прогиб, другим крылом прилегающий к северо-западному сегменту Большого Кавказа. Выполняющие его оли-гоцен-неогеновые осадки сорваны с более древнего основания, смяты в складки и нарушены надвигами юго-западной вергентности, составляя крыло Больше-кавказского орогена.
Мощность осадков в Восточно-Черноморской впадине достигает лишь 10 км, а начало их накопления относится к палеоцену. Отнесение консолидированной коры Западно-Черноморской котловины к океанскому типу более уверенное, чем для Восточно-Черноморской котловины, но обе они рассматриваются как образованные в условиях задугового рифтинга, вызванного субдукцией коры Неотетиса под Понтийскую магматическую дугу. Считается, что фазы рифтинга и спрединга в обеих котловинах были кратковременными, закончившись в сеномане на западе и в среднем эоцене на востоке, но прислонение отложений до миоценовых включительно к бортам котловин может указывать на большую их продолжительность. Объединение котловин в единую область прогибания произошло лишь в эоцене или олигоцене, в конце миоцена впадина была мелководной, а ее существенное углубление произошло в плиоцене-квартере. С мощной (>5 км) толщей майкопских глин связаны проявления грязевого вулканизма в Западно-Черноморской котловине. Наблюдаемая в современную эпоху сейсмическая активность вдоль крымско-кавказской и понтидской периферии Черноморской впадины обязана не субдукции ее коры под смежные орогены, а, напротив, надвиганию этих орогенов на впадину (так называемая псев-досубдукция), т.е. как бы с ее «захлопыванием».
Риопская межгорная впадина, открывающаяся в Черное море, расположена между Большим Кавказом, точнее, Гагра-Джавской зоной, и западным сегментом Аджаро-Триалетской складчатой системы и несогласно наложена на Грузинскую глыбу . В ее центральной части, отвечающей Колхидской низменности, мощность моласс, начинающихся здесь верхним миоценом, невелика и они непосредственно и несогласно залегают на полого дислоцированных нижнепалеогеновых и меловых слоях чехла, оставаясь сами практически не деформированными. На севере, перед Большим Кавказом, в основании разреза моласс появляется мощный олигоцен-средний миоцен, выполняя глубокий Абхазо-Мегрельский прогиб. Аналогичный, но более интенсивно дислоцированный Гурийский прогиб
примыкает на юге к Аджаро-Триалетам, на него надвинутым. Оба эти прогиба продолжаются к востоку узкими синклинальными депрессиями, соединяющими их с Куринской впадиной и представлявшими в олиго-цене-миоцене проливы, вдоль которых Каспийский бассейн соединялся с Черноморским.
Куринская межгорная впадина значительно обширнее Рионской и представляет, по существу, единый крупный осадочный бассейн с Южно-Каспийской глубоководной и Западно-Туркменской впадинами. В Куринской впадине можно различить по простиранию три сегмента, ширина которых последовательно возрастает с запада на восток. Западный, Карталинский сегмент простирается от склонов Дзирульского массива до меридиана Тбилиси и построен сходно с Рионской впадиной . В его центральной, полого синклинальной полосе средний миоцен налегает непосредственно на верхний мел чехла массива, подстилаемый вулканогенным байосом. К югу и северу от этой полосы появляется мощный Майкоп, возрастает и мощность среднего миоцена. Большой Кавказ и Аджаро-Триалеты надвинуты на Карталинский прогиб, причем интенсивность надвигания первого более значительна.К востоку от Тбилиси происходит погружение палеогена Триалет под куринские молассы и соответственно межгорный прогиб резко расширяется и одновременно углубляется до 12-15 км за счет увеличения мощности моласс. Структура впадины становится резко асимметричной - под напором со стороны Большого Кавказа молассы оказываются сорванными со своего основания вдоль подошвы пластичной майкопской серии и образуют пакет складчато-надвиговых пластин, перемещенных к югу. Надвиговый фронт проходит на значительном протяжении вдоль долины р. Куры, а узкий южный борт впадины с сокращенным разрезом кайнозоя совпадает уже с северными склонами Малого Кавказа и характеризуется довольно спокойным залеганием слоев.
Восточная граница этого Среднекуринского, или Кахетино-Аджиноурского сегмента проходит по меридиану Мингечаура. За ним происходит новое существенное расширение впадины, здесь уже Нижнекурин-ской. В нее открывается Нижнеараксинский прогиб, отделяющий Талыш от Малого Кавказа, и вместе они занимают Кура-Араксинскую низменность. Юго-западное крыло впадины, прилегающее к Малому Кавказу и расположенное в основном на правобережье Куры, представляет по плиоцену-квартеру пологую моноклиналь, но под ней скрывается крупное двойное погребенное Кюрдамир-Саатлинское поднятие северо-западного, параллельного Малому Кавказу простирания.
Существование этого поднятия было первоначально предсказано по наличию крупного гравитационного и магнитного максимума. В связи с этим здесь была заложена Саатлинская сверхглубокая скважина с расчетом вскрыть на глубине порядка 8 км «базальтовый» слой коры. Скважина подтвердила существование погребенного поднятия, вскрыв на глубине 2830 м кровлю мела и выйдя на глубине 3540 м в мощную вулканогенную толщу островодужного типа мелового и юрского возраста, по которой она была пробурена до
забоя на глубине 8324 м, не выйдя из средней юры. В дальнейшем в полосе поднятия, характеризуемого ныне как погребенная вулканическая дуга, был пробурен ряд других, уже не столь глубоких скважин, открывших здесь небольшие залежи нефти.
Кюрдамир-Саатлинское поднятие отделено от северо-восточного склона Малого Кавказа Евлах-Агджабединским прогибом, выполненным кайнозойскими отложениями и могущим интерпретироваться как Предмалокавказский прогиб. Восточное продолжение Кюрдамир-Саатлинского поднятия по геофизическим данным может быть прослежено в предполье Талыша. Северо-восточнее мощность молассового выполнения Нижнекуринской впадины существенно, до 10 км, возрастает, в основном за счет появления в разрезе нижнеплиоценовой континентальной обломочной толщи - аналога так называемой продуктивной толщи Апшеронского полуострова. Весь этот комплекс, до нижнечетвертичных слоев включительно, оказывается вовлеченным здесь в деформации, создавшие цепочки брахиантиклинальных складок, осложненных сбросами и грязевыми вулканами. Одна из них следует вдоль нижнего течения Куры и связана с погребенным Западно-Каспийским разломом, который севернее пересекает юго-восточное погружение Большого Кавказа и ограничивает с востока погребенное Западно-Каспийское поднятие.
Граница Нижнекуринской впадины с Большим Кавказом выражена надвигом последнего, более пологим на западе, где плиоценовые молассы поставлены на голову в лежачем крыле надвига, и более крутым на востоке.
Апеннинская покровно-складчатая система составляет остов одноименного полуострова и протягивается на 1200 км, находя свое продолжение на севере о-ва Сицилия . Линия раздела между западно-
вергентными Альпами и восточно-вергентными Апеннинами проходит вдоль меридионального разлома Сестри-Вольтаджио чуть западнее Генуи, но южное продолжение Альп усматривается в офиолитовых покровах северо-восточной Корсики и далее к югу на о-ве Эльба, в Тоскане и Калабрии, свидетельствуя о возможном былом соединении с Бетской Кордильерой (см. выше).
Восточным форландом Апеннин, общим с Дина-ридами , служит Адриатическая микроплита - Адрия, или Апулия. Эта микроплита рассматривается как выступ или, скорее, отторженец Африканского континента, т.е. Гондваны, с панафриканским фундаментом. Адрия включает почти всю акваторию Адриатического моря, а также Южные Альпы, к югу от Периадриатического (Инсубрийского) шва, Паданскую (Ломбардскую) низменность, Адриатическое побережье Италии и п-ов Истрия. Фундамент Ад-рии выступает на поверхность в Южных Альпах, но здесь он переработан герцинским тектогенезом и магматизмом. И лишь то обстоятельство, что средний палеозой на западе, в Тоскане, и на востоке, во Внешних Динаридах, носит характер отложений пассивной континентальной окраины, заставляет подозревать докем-брийский возраст фундамента основной части Адрии.
Чехол Адрии помимо Южных Альп обнажается на п-ове Гаргано и в Апулии («шпора» и «каблук» итальянского «сапога»). Он начинается на поверхности эва-поритами верхнего триаса и представлен в основном мощной толщей мелководных карбонатов, продолжающейся до олигоцена или миоцена включительно. От Апеннин Адрия отделена их передовым прогибом, на севере занимеющим южную часть Паданской впадины, северная часть которой занята Предальпийским прогибом.
Таким образом, современный Паданский межгорный прогиб подобен описанным в предыдущем разделе Рионскому и Куринскому. Сходство это выражается и в том, что олигоцен-нижнеплиоценовые молас-сы, выполняющие прогиб, смяты в южно-вергентные складки на альпийской стороне и в северо-вергент-ные - на апеннинской. Верхний плиоцен и квартер залегают уже почти горизонтально.
Собственно Апеннины принято подразделять на Северные, Центральные и Южные. Северные Апеннины состоят из нескольких покровных пластин, перемещенных с юга на север, в направлении от Лигурийского моря к Паданскому прогибу. Их относительный автохтон выступает в Тоскане в тектоническом окне Апуанских Альп; в отличие от ал-лохтонного комплекса, Апуанский комплекс заметно метаморфизован. Он включает силурийско-нижне-карбоновую метатерригенную формацию, верхнепалеозойскую молассу, угленосную внизу (С3—Р, ), крас-ноцветную (Р,) вверху, несогласно залегающий крас-ноцветный обломочный нижний и средний триас (классическое «веррукано»), эвапоритовый и карбонатный верхний триас, кремнистые известняки лейаса, извест-ковистые сланцы и радиоляриты доггера-мальма, пе-строцветные аргиллиты мела-эоцена и олигоценовые турбидиты. Предполагается, что в палеогеографическом аспекте место этого комплекса находилось между двумя внешними покровами Северных Апеннин: Умбрийским и Тосканским. Самый внешний, Умбрий-ский покров, надвинутый на Паданский прогиб, подстилается, как и Тосканский, эвапоритами верхов триаса и сложен, опять же как и последний, известняками лейаса (в том числе в известной фации «аммонитико россо»), мергелями и радиоляритами доггера-мальма, пестроцветными аргиллитами мела- нижнего миоцена и флишем среднего миоцена. В разрезе Тосканского покрова флиш появляется раньше - уже в олигоцене.
Достаточно очевидно, что Умбрийский и Тосканский покровы возникли в процессе деформации пассивной окраины Адрии, в основном ее шельфа. Гипсометрически выше лежащие Лигурийские покровы включают уже отложения склона и подножья этой окраины (внешние Лигурийские покровы) и Пьемонтс-ко-Лигурийского океанского бассейна (внутренние Лигурийские покровы). Соответственно, внешние Лигу-риды сложены выше карбонатов верхнего триаса и юры относительно глубоководными глинисто-известкови-стыми, в верхней части флишевыми, отложениями мела-палеоцена, более грубым палеоцен-эоценовым флишем, подстилаемым мощными олистостромами с обломками офиолитов и герцинских гранитоидов и, наконец, олигоценовыми андезитовыми туфами и конгломератами.
В основании внутренних Лигурийских покровов залегают породы офиолитовой ассоциации (это и есть родина «офиолитовой триады» Г.Штейнманна), венчаемой радиоляритами оксфорда-кимериджа. Выше следуют известняки титон-неокома, глинистый апт-сеноман и граувакковый флиш сеномана-палеоцена. Несколько более тонким флишем сложен и самый верхний из Лигурийских покровов, общий для Альп и Апеннин.
Центральные Апеннины отделены от Северных поперечным разломом Анцио-Анкона(или Олевано-Ан-тродоко), влиявшим на распределение фаций уже с начала юры. К югу от этого разлома на поверхности нет аналогов Лигурийских покровов с их офиолитами, на западе, в Кампанье и Лукании в юре и мелу господствуют фации карбонатной платформы, а на востоке, в зоне Молизе-Лагонегро глубоководные кремнистые фации, которые предположительно могли накапливаться на коре океанского типа северного продолжения Ионического бассейна (см. ниже).
Широтный разлом линии Сангинето образует северную границу Южных Апеннин Калабрии и Сицилии, которые в свою очередь разделены меридиональным разломом Таормина, проходящим через крупнейший в Европе вулкан Этна. Покровы Калабрии шарьированы к юго-востоку на Ионическую впадину, кора которой вплоть до современной эпохи субдуци-руется к северо-западу вдоль сейсмофокальной поверхности, достигающей глубины 550 км. Фронт калаб-ро-сицилийских покровов, образуя выпуклую к юго-востоку дугу, выдвинут почти на 200 км вглубь Ионического моря.
Нижние покровы Калабрии и Сицилии образованы карбонатами триаса-миоцена, кремнистыми и более глубоководными в верхней пластине; карбонаты подстилаются филлитами и кварцитами нижнего триаса. Средние покровы здесь образованы вновь появляющимися офиолитами, причем того же возраста, что и в Лигурии, поскольку они перекрываются теми же каль-пионелловыми известняками титон-берриаса. Но, в отличие от Лигурийских, офиолиты Калабрии метамор-физованы, причем до глаукофановой фации. Верхние же покровы Калабрии и Сицилии не имеют аналогов в остальных Апеннинах-они сложены породами палеозойского и, возможно, более древнего возраста, мета-морфизованными в амфиболитовой или гранулитовой фации и прорванными позднепалеозойскими гранитами. Подобно породам зоны Ивреа в Альпах, они рассматриваются как породы нижней коры, причем Евразийской плиты. Эти глубоко метаморфизованные образования слагают пластину, подстилаемую пластиной значительно слабее метаморфизованных пород- филлитов со среднепалеозойской фауной, верхнепалеозойских моласс, мезозойских карбонатов.
Покровная структура Северной Сицилии, наряду с общими элементами с калабрийской, обладает значительными отличиями, придающими ей черты сходства уже со структурой Телль-Атласа в Магрибе (см. раздел 11.4.2). Здесь впереди Пелоританского массива - аналога метаморфид Калабрии - мезозойские известняки слагают чешуи, образующие Известняковый хребет - аналог «Дорсаля» Магрибид (см. раздел 11.4.2). Южнее выделяется покров титонско-эоценового фли-ша, несогласно перекрытый олиго-миоценовым «нуми-дийским» флишем. Тот же нумидийский флиш перекрывает на севере пелоританский палеозой, а на юге покровы Панормид - аналоги нижних карбонатных покровов Калабрии. Наиболее внешним покровом Сицилии является покров, сложенный радиоляритами -отложениями прогиба, окаймлявшего карбонатную платформу Панормид с юга. Этот покров уже надвинут на передовой прогиб Кальтанисетта, выполненный молассой верхнего миоцена- плиоцена. В эту молассу включены огромные олистолиты и олистоплаки панор-мидских известняков (именно на этом материале Г.Фло-ресом были введены понятия «олистолит» и «олистро-строма»). А в северо-восточной части прогиба прослеживаются надвиговые чешуи, сложенные кремнистыми известняками и радиоляритами юры и мела; они затрагивают и молассы. Внешнее, южное крыло прогиба наложено на поднятие Рагузы и гор Иблеа, принадлежащее уже Африканской платформе, ее Мальтийско-Пелагийской плите.
льпийские сооружения Западного Средиземноморья почти сплошным кольцом окружают морское пространство, занятое глубоководными котловинами с корой океанского или субокеанского типа. Центральное место в этом пространстве занимает Ал-жиро-Прованский бассейн, северо-восточной апофизой которого является Лигурийский трог, северо-западной - Балеарский трог, а юго-западной - море Альборан. Корсо-Сардинский континентальный массив отделяет Алжиро-Прованский бассейн от котловины Тирренского моря, вписанной в Апеннино-Калабро-Сицилий-скую дугу. Все эти впадины имеют неогеновый возраст, их раскрытие приходится в основном на миоцен, но ему предшествовал местами олигоценовый рифтинг.
Алжиро-Прованская (или Сардино-Балеарская) впадина вытянута в меридиональном направлении, имея длину около 700 км и ширину ~400 км в своей глубоководной части. Последняя представляет абиссальную равнину, лежащую на глубине 2700-2900 м и подстилаемую мощным, до 8 км, осадочным чехлом. Этот чехол слагается миоцен-четвертичными отложениями, включающими верхнемиоценовые, мессинские эвапориты, с которыми связано образование соляных куполов, нарушающих общее субгоризонтальное залегание чехла. На периферии глубоководной котловины известны среднеолигоценовые, а в обрамлении - и более древние образования.
Мощность континентальной коры уже в бортах котловины уменьшается от 35 до 15-17 км, а в пределах самой котловины осадочньгй чехол залегает на консолидированной коре со скоростями продольных волн 6,4-6,6 км/с, рассматриваемой как кора океанского типа. Здесь установлены линейные магнитные аномалии, интерпретируемые как 6-6С Ламонтской шкалы, т.е. конец раннего миоцена (22-20 млн лет).
Лигурийская впадина представляет северо-восточное ответвление Алжиро-Прованской, вклинивающееся между Корсикой и Приморскими Альпами. Ее дно лежит примерно на той же глубине, 2600-2800 м. Кора Лигурийской впадины, включая осадочный чехол, так же вполне подобна коре основного Алжира Прованского бассейна.
Валенсийский трог находится как бы на юго-западном продолжении Лигурийского, но по другую, западную сторону этого основного бассейна Западного Средиземноморья. Этот трог расположен между Бале-арским архипелагом на юго-востоке и побережьем Иберийского п-ова на северо-западе. Ширина его глубоководной части всего 100 км, кора утонена до 12-14 км, из которых 8 км приходится на консолидированную часть, а мощность чехла на периферии возрастает до 10-12 км. Разрез чехла включает мессинские эвапориты.
Юго-западная глубоководная часть основного бассейна, находящаяся между побережьем Алжира и Ба-леарским архипелагом, нередко выделяется какЮжно-Балеарская впадина. Глубина ее достигает 3000 м; она обладает наиболее тонкой корой -12 км, из них 4-6 км приходится на миоценово-четвертичный осадочный чехол, в средней части которого залегают мессинские эвапориты. С их присутствием связано образование соляных куполов, многочисленных у алжирского побережья. Имеются признаки поддвига литосферы Южно-Балеарской котловины под сооружение Телля, от которого она отделена крутым уступом. На дне котловины выявлены широтные линейные магнитные аномалии, которые, однако, не всеми признаются за спре-динговые.
Западным продолжением Южно-Балеарской впадины является впадина моря Альборан, обрамленная Бетско-Рифской дугой. В восточной части впадины, смежной с Южно-Балеарской, выдерживается океанский тип коры, мощность которой составляет 15 км, возрастая до 20 км на западе, где кора, хотя и подверглась утонению, сохранила континентальный тип строения. Последнее подтверждается тем, что пробуренные здесь скважины вскрыли под осадками метаморфические и магматические породы, вполне идентичные слагающим Бетскую Кордильеру и Эр-Риф. Осадочный чехол достигает 9-километровой мощности и начинается отложениями нижнего миоцена с возрастом около 20 млн лет. Западная котловина моря Альборан отделена от восточной диагональным одноименным подводным хребтом северо-восточного простирания, лежащим на продолжении разлома, пересекающего на востоке Эр-Риф. К этому хребту тяготеют проявления средне- и позднемиоценового вулканизма, находящие свое продолжение на испанском побережье близ Ал-мерии. Состав магмы был известково-щелочным, шо-шонитовым. Осадки нижнего и среднего миоцена, а отчасти и верхнемиоценовые рассматриваются как синрифтовые. Рифтинг носил диффузный и разнонаправленный характер. В конце мессиния диффузный рифтинг сменился сжатием, за которым последовало плиоценовое погружение (в начале плиоцена раскрылся Гибралтарский пролив), а в конце плиоцена- начале плейстоцена проявилась новая фаза сжатия. В итоге листрические сбросы фазы растяжения превратились во взбросо-надвиги; произошли и сдвиговые смещения. В западной котловине моря Альборан начиная с тор-тона стал развиваться глиняный диапиризм за счет нагнетания нижне- и среднемиоценовых глин.
Динариды простираются параллельно адриатичес-кому побережью от Словении до Черногории; они получили свое название от Динарского хребта, вершины которого достигают 2500 м. На северо-западе Динариды сочленяются с Южными Альпами по широтному разлому, вдоль которого Альпы на них надвинуты. На юго-востоке Динариды граничат с продолжающими их по простиранию Эллинидами вдоль поперечного, палеотрансформного разлома Шкодер-Печ, выходящего в море близ черногорско-албанской границы .
Динариды имеют четкое зонально-покровное строение с юго-западной, адриатической вергентностью . Их форландом служит Адриатическая зона,представляющая фактически северо-восточную окраину Адрии; она занимает п-ов Истрия, полосу Далматского побережья, прилегающие острова и шельф. Сложена она в основном толщей мелководных карбонатов верхней юры-среднего эоцена с подчиненными эвапоритами (J3-K), бокситами (К-Р,), перекрываемой верхнеэоценовым флишем и местами миоценом. Зона умеренно деформирована, с отдельными надвигами, и в целом может рассматриваться как паравтохтонная. Возраст деформаций - плиоценовый.
Собственно Динариды принято разделять на Внешние и Внутренние. Первые образовались в пределах пассивной окраины Адрии и соответственно подстилаются континентальной корой. Вторые включают зоны с развитием мезозойских офиолитов, останцов ложа бассейнов с корой океанского типа, входивших в систему Неотетиса. Восточным ограничением Внутренних Динарид является Сербо-Македонский, точнее, Моравский массив, отделяющий их от Карпато-Бал-канид.
Внешние Динариды состоят из нескольких групп покровов, включающих ряд отдельных пластин. Покровы в основном представлены отложениями карбонатной платформы триасово-мелового, на юге до эоценового возраста с отдельными проявлениями внут-риплитного вулканизма. На севере уже в сеноне появляется флиш, а в самой северной группе покровов -офиолитовый меланж. Мезозойский карбонатный комплекс подстилается слабо метаморфизованным, в основном терригенным палеозоем, начиная с девона, и с несогласием в середине перми.
Между Внешними Динаридами и Адриатической зоной в Боснии и Черногории протягивается узкая зона Будва (Цукали в Албании), образующая как бы раздел между этими двумя карбонатными платформами. Ее главной особенностью является появление флиша в анизии и довольно мощный рифтогенный вулканизм в ладине. Выше следуют в основном пелагические карбонаты, частично радиоляриты, а завершает разрез маастрихтско-эоценовый флиш. Северо-западнее эта зона скрывается под надвигом Внешних Динарид.
Внутренние Динариды представлены двумя офио-литовыми зонами - юго-западной, в своем продолжении в Албании именуемой зоной Мирдита, и более широкой и сложной Вардарскойзоной, продолжающейся в Македонию и Грецию. Их разделяет зона. Дрина-Иваньица, лежащая на продолжении Пелагонийской зоны Эллинид (см.ниже). Эта последняя зона характерна наиболее широким развитием палеозоя и наиболее полным неметаморфизованным его разрезом с несогласием в середине перми. Триас также залегает несогласно и представляет карбонатную платформу, выше следует сенонский флиш. Неоавтохтон, общий со смежными зонами, имеет эоцен-миоценовый возраст.
Возраст офиолитов зоны Мирдита средне- и по-зднеюрский. Они участвуют в образовании тектонического меланжа, а отдельные крупные тела перидотитов обдуцированы на образования смежной с юго-запада зоны. Офиолиты зоны Вардара считаются более древними, верхнетриасовыми-юрскими. Внутренние зоны испытали первые деформации сжатия с образованием меланжа и обдукцией офиолитов уже на границе юры и мела и повторно перед сеноном, но главные деформации Динарид, связанные с коллизией Адрии и Сербо-Македонского массива начались в конце эоцена, сопровождаясь интрузией гранитоидов. Волна этих деформаций постепенно распространялась к юго-западу, достигнув Адриатики уже в плиоцене. Соответственно, накопление флиша, начавшееся еще в раннем мелу, сменялось накоплением моласс. Во внутренних зонах сжатие сменилось растяжением в олиго-цене с проявлениями наземного вулканизма.
Эти впадины имеют то общее, что все они заложены в конце олигоцена - начале миоцена в пределах центрально- и восточно-европейского сегмента Альпийс-ко-Гималайского пояса, после завершения основных деформаций сжатия во внутренних зонах орогенов, но на фоне продолжающегося сближения Африканской и Евразийской плит. Все впадины несогласно наложены на гетерогенный и разновозрастный фундамент, являются продуктом деструкции континентальной коры в условиях растяжения, проявленного в ее утонении, и
подъема астеносферных диапиров. Растяжение и деструкция сопровождались мантийным магматизмом и происходили в тылу зон субдукции, продолжавших существовать по периферии данного сегмента Альпийско-Гималайского пояса- континентальной в северном и океанской в южном обрамлении. Вместе с тем рассматриваемые здесь впадины различаются по масштабу деструкции коры и конкретному структурному стилю ее проявления, в частности по степени асимметрии родоначальных рифтов, относительной роли листри-ческих сбросов и сдвигов и т.д.
Венский бассейн является наименьшим по площади и наиболее северо-западным по расположению в данной группе впадин. Он занимает поперечное положение по отношению к северной ветви альпийского пояса и разделяет на поверхности Альпы и Карпаты. В основании бассейна структуры этих сооружений протягиваются непрерывно и вскрыты здесь скважинами. Некоторые различия объясняются погребенным поперечным левым сдвигом, вдоль которого, видимо, и следует долина Дуная. Таким образом, данный бассейн принадлежит к категории сдвигово-раздвиговых (pull-apart).
Заложение бассейна относится к раннему миоцену, а окончание его погружения к позднему миоцену. Опускание происходило по сбросам, развивавшимся одновременно с накоплением осадков. Максимальная глубина погружения достигает 5 км. Внутренняя структура бассейна довольно сложная.
Паннонская впадина - самая крупная из внутри континентальных впадин европейской части альпийского пояса. Она имеет овальную, почти изо-метричную форму и разделяет две ветви пояса - Аль-пи йско-Карпатскую и Динарскую. На востоке поднятый блок гор Апусени отделяет Паннонскую впадину от Трансильванской. Внутреннее строение впадины довольно сложное и частично отражено в рельефе. Самое крупное внутреннее поднятие - Задунайские горы, которые разделяют ее частные впадины - Малую Венгерскую на северо-западе и Большую Венгерскую (Альфельд) на юго-востоке. Кроме того, в восточно-центральной части впадины расположены островные горы Мечек и Виллань, а в ее южной части - возвышенности междуречья Дравы и Савы. Во всех этих возвышенностях на поверхность выступают породы донеогено-вого фундамента впадины.
То обстоятельство, что Паннонская впадина приурочена к резкому расширению альпийского пояса и расхождению Карпатской и Динарской ветвей, а также спокойное залегание отложений, выполняющих ее с поверхности, дало основание для предположения, что в основании впадины залегает жесткая глыба, получившая название Паннонского срединного массива (первончально автор этого представления - австрийский геолог Л.Кобер говорил о междугорье -Zwis-chengebirge). Однако в свете дальнейших исследований это представление оказалось несостоятельным. В настоящее время в фундаменте Паннонской впадины различают два главных блока, разделенные Среди евен-герским линеаментом - правым сдвигом, проходящим в северо-восточном направлении через Будапешт, а в противоположном направлении сочленяющимся с Периадриатическим линеаментом, ветвью которого он нередко считается. Северо-западный блок паннонского фундамента именуется АЛКАПА, поскольку он включает погруженные продолжения Австрийских Альп и внутренних зон Западных Карпат вместе с внут-рипаннонским Задунайским Среднегорьем. Юго-восточный блок - Тиссия (от р. Тисса), включает наиболее южную часть внутренних зон Западных Карпат, блок гор Апусени и возвышенностей Мечек и Вил-лань. Происхождение блока Тиссия является остродискуссионным - одни считают его европейским, другие гондванским, подобно Адрии. В первом случае приходится допустить сложное перемещение Тиссии в тече-неие миоцена, чтобы она могла занять свое современное положение «позади» блока АЛКАПА.
Так или иначе, современные исследователи связывают образование Паннонской впадины с утоненной корой с растяжением, испытанным ее фундаментом в связи с выталкиванием обоих блоков в северовосточном (АЛКАПА) и восточном (Тиссия) направлении под напором продвигавшейся к северу Адрии. С тем же их перемещением связывается образование Карпатской дуги и тектонических покровов Внешних Карпат.
Кора под Паннонской впадиной утонена в среднем до 25 км против 30-58 км в окружающих горных сооружениях. Утонена и литосфера— до менее чем 80 км против 80-150 и даже 200 км на крайнем востоке Карпат. Тепловой поток во впадине заметно повышенный - 80-100 и до 130 mW/m2. Осадочный чехол, включающий отложения неогена и квартера достигает мощности 7 км. Распределен он неравномерно, ибо впадина распадается на несколько суббассейнов.
Заложение Паннонской впадины относится к раннему миоцену. Собственно рифтовая стадия продлилась до среднего миоцена включительно. Рифтогенез протекал по асимметричной схеме Б.Вернике, с образованием полуграбенов, ограниченных листрическими сбросами. Основной срыв достигал границы верхней и нижней коры, но местами и границы Мохо. В разрезе циклически чередуются пресноводные и мелководно-морские песчано-глинистые отложения; имеются
прослои вулканитов. Отложения пострифтовой стадии так же сначала морские, до сармата включительно, а затем исключительно речные, дельтовые и озерные. В конце среднего миоцена на границе с Карпатами образуется андезитовый вулканический пояс. Отложения начиная с верхов миоцена уже практически не дислоцированы.
Этот, следующий к востоку сегмент Альпийско-Гималайского пояса имеет своими естественными ограничениями на западе меридиональную зону разломов вдоль ирано-афганской границы, входящую в систему Урало-Оманского линеамента, на севере - Ге-ратский (Герирудский), или Главный Гиндукушский разлом субширотного, а на востоке северо-восточного простирания, на юге Макранскую зону современной субдукции коры Аравийского моря, и на востоке северо-западный край Индостанского кратона, перекрытый передовыми прогибами и надвигами альпийского пояса, здесь представленного Белуджистанскои покровно-складчатой системой.
Гератский разлом, составляющий северное ограничение рассматриваемого сегмента, играет большую роль в строении всего региона и имеет чрезвычайно сложное строение. С конца палеозоя и в течение значительной части мезозоя вдоль него проходила южная граница Евразийской литосферной плиты и входившей в ее состав Тураиской молодой платформы.
Большое значение в строении и развитии восточной части данного сегмента Альпийско-Гималайского пояса имеет Чаман-Мукурская левосдвиговая зона северо-северо-восточного простирания. На юге она продолжается в Индийский океан в виде трансформного разлома Меррей, а на севере сочленяется с Герат-ским разломом, после чего продолжается вдоль западного ограничения Памира, благодаря чему вся зона получила название Афгано-Памирского сдвига. Этот ее северный отрезок соединяет сейсмофокальныезоны Гиндукуша и Памира, из которых первая наклонена к северу, а вторая - к югу.
Собственно Гератский разлом сопровождается с юга так называемой Банди-Баянской зоной, которая, по существу, представляет зону приразломного мегамеланжа, в которую вовлечены образования, характерные скорее для Туранской плиты, чем для прилегающего с юга мезозойского подвижного пояса. Это ран-недокембрийские гнейсы и кристаллические сланцы, зеленые сланцы верхов протерозоя, карбонатно-терри-генная формация нижнего и карбонатная среднего палеозоя, красноцветная грубая моласса верхнего палеозоя (на севере), шельфовые карбонаты верхней юры и мела. Палеоген выполняет прогиб, заполненный пе-строцветной лагунной молассой, увенчанной наземной вулканогенной базальт-риолитовой формацией, очевидно рифтогенной. Наконец, непосредственно вдоль Гератского разлома простирается система при-сдвиговых (pull-apart) узких впадин, заполненных грубой неогеновой молассой.
Банди-Баянская зона полого надвинута к югу на несколько более широкую Фарахрудскую зону, имеющую западо-юго-западное простирание и, как и Банди-Баянская, расширяющуюся к западу и пережатую на востоке с приближением к Чаман-Мукурскому разлому. Юго-восточным ограничением Фарахрудской зоны служит Шахрудский разлом, по которому на нее надвинут Центрально-Афганский древний континентальный блок. На востоке Фарахрудская зона вдоль Урало-Оманского линеамента приходит в торцовое сочленение с Восточно-Иранской флишево-офиолито-вой зоной. В самой Фарахрудской зоне офиолиты выступают как вдоль ее разломных ограничений, так и в пределах самой зоны из-под мощной сланцевой формации верхнего триаса - нижней и средней юры, содержащей олистолиты пермотриасовых известняков центрально-афганского типа. Толща эта весьма интенсивно дислоцирована, затронута кливажем и местами региональным метаморфизмом до амфиболитовой фации. Она несогласно перекрыта верхнеюрским-нео-комским флишем, так же испытавшим значительные деформации. Выше с еще более резким несогласием залегают конгломераты и рудистовые известняки бар-рема-апта, смятые уже в крупные пологие складки. Эти отложения, в свою очередь, несогласно перекрыты грубой континентальной красноцветной молассой палеогена, на уровне эоцена частично замещаемой андезитовыми вулканитами, с которыми связаны мелкие интрузии среднего и кислого состава.
Центрально-Афганский массив представляет крупную глыбу древней, докембрийской континентальной коры, разделяющую две зоны, заложенные на коре океанского типа - Фарахрудскую, о которой речь уже шла выше, и Тарнакскую на юго-востоке. Сам массив разделен разломом на два блока - Гильмендский, северозападный, и Аргандабский, юго-восточный. В первом из них обнажается наиболее древний, доверхнепроте-розойский фундам ент - гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, метаморфизованные до альмандин-амфиболитовой фации, мигматизированные и вмещающие интрузии гранитоидов. Галька последних встречена в верхнепротерозойской толще зеленых сланцев, обнаженной в восточной части Гильмендского блока и в Аргандабском блоке. Верхнепротерозойский разрез сложен первично карбонатно-терригенными породами, а в верхах - основными вулканитами. Он дислоцирован в крупные прямые складки, разбитые аналогичными разрывами.
Чехол в Гильмендском блоке имеет девонско-три-асовый возраст, в низах (D3-P,) карбонатно-терриген-ного, в верхах (Р,-Т) карбонатного состава. В Аргандабском блоке разрез более полный, от венда до юры, с чередованием терригенных и карбонатных (Р,-Т2 и J3) отложений, и более мощный, до 6-9 км. Он образует крупные пологие складки, на которых несогласно залегают нижнемеловые молассы и вулканиты. Все эти образования в обоих блоках прорваны крупными телами средне- и позднемеловых гранитоидов. Имеются небольшие впадины и грабены, выполненные неогеном. Наиболее примечателен поперечный грабен с разрушенными позднеплиоценовыми стратовулканами.
Тарнакская зона вклинивается с юго-запада между Центрально-Афганским массивом и Чаман-Мукурским сдвигом и к северо-востоку замещается офиолитовым швом. Развитые в ней, в основном в виде меланжа, офиолиты имеют верхнетриасовый возраст, их верхняя часть имеет спилито-диабазовый и песчано-кремнис-тый состав. Нижний мел представлен обломочными породами, известняками и андезитовыми вулканитами. Вместе с более древними образованиями они интенсивно дислоцированы в середине мела с обдукцией офиолитов на Центрально-Афганский массив и Кабульский блок, прилегающий к северной части Чаман-Мукурского сдвига с востока (см. ниже). Верхнемеловые отложения в Тарнакской зоне маломощные, мелководно-морские терригенно-карбонатные, а палеоген развит ограниченно.
Все перечисленные выше зоны Центрального Афганистана уходят на юго-западе под неоген-четвертичный чехол обширной Сейстанской впадины. На юге последней из под этого чехла выступает Чагайское вул-кано-плутоническое поднятие, сложенное средне- и верхнемеловыми андезитовыми вулканитами с линзами рудистово-мтанковых биогермов, перекрытыми маастрихтскими известняками. Эти вулканиты вместе с аналогичными вулканитами района Кандагара в Тарнакской зоне образуют меловую Чагай-Кандагарскую вулканическую дугу. Крылья Чагайского поднятия сложены туфогенно-аргиллитовым с прослоями нуммули-товых известняков эоценом, собранным в крупные складки, прорванные плутонами гранитоидов. На северной и южной периферии поднятия в миоцене образовались прогибы, заполненные красноцветной молассой. В конце плиоцена вдоль разлома на северной границе северного прогиба возникла цепь андезито-даци-товых вулканов, составляющая восточное продолжение молодого вулканического пояса южной окраины Лутского блока.
К югу от Чагайского поднятия известны выходы офиолитов, которые служат связующим звеном между офиолитами Восточно-Иранской и Тарнакской зон и отвечают внешней по отношению к Чагай-Кандагар-ской вулканической дуге, образованной на скученном офиолитовом основании в южном обрамлении Центрально-Афганского микроконтинента, зоне.
Далее к югу, в пограничной между Ираном и Пакистаном области Макран в широтном направлении простирается широкая аккреционная призма, связанная с зоной субдукции, развивавшейся в течение всего кайнозоя вдоль северной окраины Оманского залива. Северная зона Макрана сложена мощной толщей палеогенового и миоценового флиша, смятой в узкие южно-вергентные, осложненные надвигами складки. В прибрежной части Макрана этот флиш погружается под несогласно залегающую плиоцен-четвертичную молассу. Мощная (до 6-10 км) толща осадков, также смятая в складки, слагает подводную окраину Макрана непосредственно в висячем крыле современной зоны субдукции. Последная намечается по расположению очагов землетрясений, прослеживаемых до глубины 80-100 км, и определению их фокальных механизмов. Эта сейсмофокальная зона наклонена сначала очень полого, а затем испытывает более крутой наклон к северу. Строение Макранской аккреционной призмы осложнено, подобно многим другим таким призмам, проявлениями глиняного диапиризма и грязевого вулканизма.
Макранская зона на западе сливается с южным продолжением Восточно-Иранской флишевой зоны, а на востоке отклоняется к северо-востоку и по другую сторону Чаман-Мукурского разлома находит свое продолжение в Катавазском прогибе, расположенном в тылу Белуджистанской (Сулейман-Киртарской) складчатой системы. Этот прогиб выполнен дисгармонично смятым нижнепалеогеновым флишем - его нижняя часть, более тонкоритмичная, смята в узкие складки, а верхняя, более грубая по составу, в широкие синклинали, разделенные гребневидными антиклиналями. Катавазский прогиб выклинивается на севере, в районе Кабула, зажатый между ограничивающими его разломами. Здесь между его окончанием и Чаман-Мукур-ским разломом расположен небольшой, но своеобразный Кабульский блок древней континентальной коры. Нижняя часть кристаллического фундамента блока сложена гнейсами, гранатово-слюдяными сланцами и амфиболитами с прослоями кварцитов и мраморов, метаморфизованными в альмандин-амфиболитовой и
даже гранулитовой фации. Породы эти выступают в ядрах гранито-гнейсовых куполов. Радиометрические датировки (К-Аг метод) дали для них явно омоложенные позднепротерозойские значения, но истинный возраст данного комплекса скорее всего раннедокембрий-ский. Он несогласно, с конгломератами в основании, перекрывается слабее метаморфизованным комплексом, предположительно нижне- или среднепротерозой-ским. Древнее ядро Кабульского блока с востока и юго-востока окаймляется байкальским комплексом основных вулканитов, габбро и диабазов (офиолитовая ассоциация?), метаморфизованных в глаукофановой фации.
Чехол Кабульского блока, резко несогласно залегающий на докембрийском фундаменте, представлен мощной карбонатной формацией верхнепермско-юр-ского возраста, перекрытой меловой терригенно-вул-каногенной толщей. На эти пологоскладчатые образования тектонически налегает офиолитовый покров, обдуцированный с юго-востока, где вдоль контакта Кабульского блока с Катавазским прогибом протягивается полоса офиолитового меланжа. Покров этот, расчлененный на несколько останцов, частично запечатан нижнепалеогеновыми обломочными отложениями - очевидно краевой фацией катавазского флиша.
Кабульский блок рассматривается рядом исследователей как отторжеиец Индостанского кратона, западную погребенную границу которого проводят вдоль Чаман-Мукурского разлома. Но возможно и другое толкование-этот блок может быть отторженцем Центрально-Афганского микроконтинента.
Белуджистанская (Сулеймап-Киртарская) складчатая система простирается вдоль северо-западного края Индостанской платформы, отделяясь от нее прерывистой полосой передовых молассовых прогибов. На юге она срезается берегом Аравийского моря, а на севере широтным разломом Сароби, по которому на ее северное окончание надвинуто сооружение Кохис-тана и Хазары, связанное уже с Гималаями. Белуджис-танская система общей длиной более 2000 км состоит из двух звеньев - северного, которому соответствует хребет Сулеймановых гор, и южного, выраженного хребтом Киртар. Оба они характеризуются восточной вергентностью и в плане вырисовываются в виде выпуклых к востоку фестонов, на сочленении которых в северо-западном направлении протягивается грабен Сиби, заполненный молассами.