Эта система, на севере смыкающаяся с Гималаями, представляет крайнее юго-восточное звено Альпийско-Гималайского пояса. Она дугообразно огибает с запада, юго-запада и юга более древние структурные элементы Юго-Восточной Азии, охарактеризованные уже в главе 5, и граничит с Индостанским кратоном, а южнее с Индийским океаном сначала через передовой прогиб (Предараканский), а затем через глубоководный желоб (Зондский). В строении данной системы можно выделить два сегмента - северный континентальный Бирманский и южный - архипелаговый Индонезийский.
Бирманский сегмент (рис.11-59). Восточным пограничным элементом между этим сегментом Альпийско-Гималайского пояса и раннекиммерийской Юньнань-Малайской системой служит уже описанный в 5 главе Синобирманский массив. На западе этот массив ограничен меридиональным правым сдвигом Сагаинг, смещение по которому измеряется в 460 км. В северной Бирме (Мьянме) между этим разломом и краем массива, представленным гнейсовым выступом Могок, имеются выходы юрских офиолитов, частично обдуциро-ванных с запада непосредственно на гнейсы. Очевидно, здесь сдвиг Сагаинг в определенной мере наследует более древнюю офиолитовую сутуру между Синобир-манской и Западнобирманской микроплитами, преположительно рассматриваемую как продолжение или гомолог сутуры Банггонг-Нуцзян в Центральном Тибете.
Центральная часть Бирмы занята крупной впадиной, расположенной между Синобирманским массивом навостокеиИндобирманскими цепями на западе. Эта впадина расчленена долготной же мел-кайнозойской вулканической дугой на два прогиба, заполненных молассами, из которых западный является по отношению к этой дуге преддуговым, а восточный тышьноду-говым. Молассовая формация в западном прогибе охватывает весь кайнозой, начинаясь Маастрихтом и достигает К) км мощности, подстилаясь в западном крыле альбом и офиолитами. Прогиб этот в основном заполнен наносами палеореки Иравади, современная дельта которой находится на его южном продолжении. Структура прогиба осложнена антивергентными складками и надвигами, подстилаемыми поверхностью срыва по глинам низов палеогена. В восточном прогибе стратиграфический разрез моласс начинается олигоценом, а их дислоцированность более интенсивная, что связано с влиянием смещений по сдвигу Сагаинг.
Индобирманские цепи представляют в основном мощную аккреционную призму весьма сложного строения (рис. 11-60), образованную над наклоненной к востоку зоной субдукции Индийской плиты, продолжающейся и в современную эпоху, судя по сейсмической активности. Разрез аккреционного комплекса включает верхнемеловые и палеогеновые отложения в основном флишевоготипа. Начиная со среднего эоцена в них появляются офиолитовые олистостромы; офиолиты, кроме того, встречаются в составе меланжа и образуют клиппы. Возраст офиолитов является, скорее всего, позднеюрским-раннемеловым. В строении орогена выделяются и настоящие тектонические покровы, в которых помимо офиолитов участвуют и метаморфические сланцы, гнейсы, гранито-гнейсы, занимающие наиболее высокое гипсометрическое положение. В восточной части системы они образуют самостоятельный выступ, на который с двух сторон надвинут верхнетриасовый флиш и который трансгрессивно перекрыт орбитолиновыми известняками альба.
Основные деформации, определившие структуру Индобирманских цепей, произошли в позднем олиго-цене. В это время область осадконакопления сместилась к западу, в передовой прогиб, где мощность осадков достигает 12 км, но она может включать и продолжающиеся сюда отложения чехла склона Индостанской платформы. Во внутреннем крыле прогиба отложения интенсивно дислоцированы, очевидно, со срывом с подстилающего платформенного комплекса.
Рубрика ‘Альпийско-Гималайский подвижный пояс’ Category
Альпийско-Гималайский пояс формировался на протяжении мезозоя и кайнозоя и поэтому анализ его эволюции следует начинать с конца палеозоя. В это время завершился герцинский орогенез и возник суперконтинент Пангея. Южный фронт герцинского пояса в восточном полушарии простирался в современном структурном плане в близширотном направлении через северо-западную Африку - вдоль Южно-Атласского разлома, Сицилию, огибал Адриатический выступ Гондваны и продолжался в Северную Анатолию, крайний север Ирана, вдоль Гератского резлома в Афганистане, южных окраин Северного Памира, Куньлуня, Циньлиня и далее через Корею выходил к Палеопа-цифику.
Гондвана к западу от меридиана Вены и Туниса в позднем палеозое и первой половине мезозоя до бат-ского века юры была прочно спаяна с Лавразией в составе Пангеи, но далее к востоку ее южный край, пересекая экватор, все дальше отклонялся к югу, а затем, за 30-м градусом южной широты поворачивал в широтном направлении. В состав северной окраины Гондваны в конце перми - начале триаса еще входили Центральная Анатолия, Центральный и частично Северный Иран с крайним югом Закавказья, Центральный и Южный Афганистан, Тибет с Западной Юньна-нью, Синобирманский массив и его южное продолжение в Малайе и на Суматре. Принадлежность этих блоков, начиная с тибетских, Гондване доказывается присутствием раннепермскихтиллитов и глоссоптери-совой флоры. Таким образом между Восточной Лавразией и Восточной Гондваной в конце палеозоя - начале мезозоя существовал обширный залив - реликт Палеотетиса, открывавшийся в Палеопацифик. Существование этого залива подтверждается палеомагнит-ыыми и палеобиогеографическими данными. Но в его северо-восточной части в качестве самостоятельных континентальных блоков присутствовали Северный Китай с Таримом и Алайским микроконтинентом Тянь-Шаня, Южный Китай (Янцзы), Индосимийский массив. В поздней перми они характеризовались специфической флорой, получившей название катазиатской, а также фауной брахиопод. Лавразийская окраина Палеотетиса была активной, гондванская - пассивной. Ее северо-западная часть, в дальнейшем вошедшая в состав Альпийско-Гималайского пояса, отличалась широким развитием карбонатов, поскольку находилась в приэкваториальных широтах.
Уже в середине перми начали проявляться процессы рифтинга, которые привели к откалыванию от северо-восточной окраины Гондваны полосы микроконтинентов, от Адрии до Сибумасу*, которая получила от Дж.Шенгёра утвердившееся за ней название Киммерийского континента. Это привело к расщеплению реликтового Палеотетиса на два океана, именуемых несколько по-разному. Северный из них еще продолжают называть Палеотетисом, а южный называют либо Мезотетисом, либо уже Неотетисом (рис. 11-63). На мой взгляд, правильнее называть первый «Мезотетис /», а второй - «Мезотетис II». Раскрытие этого последнего в перми и триасе коррелировалось с закрытием первого, основной ствол которого проходил от Северной Добруджи через Горный Крым, южный склон Большого Кавказа и Туркмению в Северный Афганистан, Центральный Памир и далее вдоль южного склона Куньлуня. Восточнее одна ветвь, сохраняя широтное простирание, следовала вдоль южного склона хр.Цинь-лин и продолжала разделять Северный и Южный Китай, другая отходила к югу вдоль западного края блока Янцзы и затем снова расходилась на две ветви, из которых главная продолжалась в Лаос и Малайю, а побочная вклинивалась между Южным Китаем и Индосинией.
К концу триаса все эти ветви закончили свое существование в результате коллизии ограничивавших и разделявших их континентальных блоков. Эта эпоха орогенеза известна в Европе как раннекиммерийская, а в Азии как индосинийская. В Азии она привела к существенному разрастанию континента за счет при-членения Северного Тибета, Синобирмании с ее западными и южными продолжениями, Южного Китая (Янцзы), Индосинии. Континентальная кора распространилась в область современных шельфов Южно-Китайского и Яванского морей и Юго-Западного Калимантана, создав так называемый Сундаленд.
Покровно-складчатая горная система Гималаев простирается на расстояние около 3000 км между поперечными долинами рек Инд и Брамапутра, венчаясь десятком пиков, превышающих 8000 м, включая Эверест -Джомолунгму (8846 м). Северным ограничением Гималайской системы принято считать офи-олитовую зону Инда(Ярлунга)-Цангпо (Брамапутры), проходящую вдоль верховьев этих великих рек. С севера эта зона сопровождается Трансгималайским гра-нитно-батолитовым поясом андского типа, возникшим на южном крае Евразийской плиты, здесь представленным блоком Лхаса, позднее вошедшим в состав Тибетского нагорья. Офиолиты зоны Инда-Цангпо отвечают ложу океанского бассейна Неотетиса, начало образования которого здесь относится к раннему триасу, а
раскрытие продолжалось до позднего мела включительно.
Северная зона собственно Гималаев именуется Те-тис-Гимсшаями или Гималаями Тибета. Ее слагает мощная и практически непрерывная серия осадков от кембрия до нижнего эоцена, в основном отвечающая внешнему шельфу южной окраины Неотетиса. В мезозое, начиная с триаса на западе и востоке, в северной части зоны шельфовые терригенно-карбонатные отложения замещаются флишем, указывая на переход к континентальному склону.
В центральной части зоны флиш появляется лишь в среднем мелу. Разрез, особенно его мезозойская часть, довольно обильно охарактеризован фауной, обнаруживающей значительное сходство с альпийской, что и послужило основанием усмотреть в Гималаях продолжение Тетиса.
Структурный план Северной зоны характеризуется развитием нескольких южно-врегентных тектонических покровов (рис.1 1-57), возникших в процессе минимум трех фаз деформаций. Наиболее высокое положе ние в пакете этих покровов занимают останцы офио-литового покрова, обдуцированного из зоны Инда-Цангпо уже в первую фазу деформаций, распространявшихся с севера на юг. Здесь пакет покровов деформирован в крупные синформные впадины и антиформные поднятия и, кроме того, интрудирован значительным числом гранито-гнейсовых диапировых куполов миоценового возраста. Северный флиш испытал уже в первую фазу деформаций метаморфизм, достигающий зеленосланцевой фации, в то время как в зоне Инда-Цангпо известны эклогиты и глаукофано-выесланцы.
На юге зона Тетис-Гималаев примыкает к зоне Высоких Кристаллических Гималаев. Граница полого наклонена в сторону первой из этих зон и ранее рассматривалась как стратиграфическая, как налегание фанерозойской осадочной толщи на кристаллический докембрийский фундамент. В действительности она, во-первых, не совпадает с границей докембрия и фа-нерозоя, поскольку кровля кристаллического комплекса отвечает примерно границе кембрия и ордовика (~500 млн лет), и, во-вторых, эта граница является тектонической и представляет полого падающий к северу сброс, по которому осадочный комплекс смещен, скорее всего гравитационно, уже на стадии подъема Гималайского сооружения. Но это разрывное нарушение несет и черты правого сдвига. С юга зона Высоких Гималаев ограничена крупным южно-вергентным надвигом - Главным Центральным надвигом, вдоль которого она контактирует с зоной Низких Гималаев.
Кристаллический комплекс Высоких Гималаев имеет в основном первично докембрийский возраст, о чем свидетелсьвтуют неодимовые модельные возраста - 1,5-2,2 млрд лет. Однако позднее он пережил еще две фазы метаморфизма, начиная с эоцена и кончая миоценом. По составу это парагнейсы, кварциты, мрамо-ры, а в верхах очковые гнейсы, по которым получен
возраст 513 млн лет. Важной особенностью Высоких Гималаев является развитие молодых, миоценовых, плутонов лейкогранитов, рассматриваемых как продукт плавления кристаллической серии вдоль ее тектонической подошвы - Главного Центрального надвига, и подъема к границе кристаллического и осадочного комплексов.
На западном окончании рассматриваемой зоны возвышается огромный антиформный массив Нанга-Парбат с одноименной вершиной 8128 м, сложенной гнейсами, для которых разными методами получены значения возраста 2700-1800,600-500 и 58-10 млн лет. Массив Нанга-Парбат обтекается Главным Мантийным надвигом, разделяет дугу Кохистан-Ладах на две части и достигает своей северной вершиной Главного Каракорумского надвига.
Зона Низких Гималаев* простирается к югу от Главного Центрального надвига, но фронт последнего имеет весьма извилистые очертания, благодаря чему он местами достигает южной границы Низких Гималаев - Главного Пограничного надвига, тем самым полностью перекрывая последние, что и происходит на востоке, а также в Непале. Кроме того, впереди Гланого Центрального надвига наблюдаются крупные синформные останцы покрова Высоких Гималаев, амплитуда перемещения которого составляет до 100 км.
Стратиграфический разрез Низких Гималаев существенно отличается от разреза Тетис-Гималаев и близок разрезу чехла Индостанской платформы, северным продолжением которого он и считается. Кое-где в основании этого разреза, в основном верхнепротерозой-ско-фанерозойского до нижнего эоцена включительно, наблюдаются выходы более древнего кристаллического фундамента с радиометрическими датировками 2,5 (архей), 1,8 (нижний протерозой) и 1,0 (средний протерозой) млрд лет. Но основной разрез, достигающий мощности 6,5 км, начинается верхним протерозоем, представленным эпиметаморфическими сланцами и филлитами, для которых получены датировки 950-765 млн лет. На западе он подстилается более глубоко метаморфизованными первично глинистыми породами с прослоями кварцитов и мраморов и силлами и дайками магматитов основного и кислого состава; это очевидно, уже средний протерозой. Верхний протерозой согласно и постепенно или через конгломерат сменяется кембрием. Все эти образования прорваны на западе гранитным плутоном с возрастом 516 млн лет. Отложения ордовика, силура, девона и нижнего и среднего карбона в Низких Гималаях обладают небольшой мощностью и неповсеместиым распространением, а выше с глубоким эрозионным несогласием залегают ледниковые отложения верхов карбона - низов перми, такие же, как и на платформе. Кстати, тиллиты этого возраста известны и в Тетис-Гималаях. Выше в разрезе перми наряду с карбонатами и пелитами на западе, в хр. Пир-Панджал появляются покровы базальтов -траппы, которые рассматриваются как предвестники раскрытия севернее Неотетиса. Нижний и средний триас литологически выражены аналогично верхней перми, в верхнем триасе господствуют карбонаты, в юре и нижнем мелу - глины и песчаники, в верхнем мелу, палеоцене и низах эоцена развиты преимущественно известняки. Все эти отложения деформированы согласно, но метаморфизованы неравномерно™метаморфизм постепенно нарастает снизу вверх в направлении Главного Центрального надвига. Внутренняя структура Низких Гималаев, как и остального сооружения, покровно-надвиговая, но надвиги к югу становятся круче.
На юге Низкие Гималаи вдоль Главного Пограничного разлома надвинуты на Предгималайский прогиб, причем на крайнем востоке этот надвиг затрагивает и четвертичные отложения. Прогиб выполнен миоценовой пестроцветной песчано-глинистой лагунной молас-сой, несогласно залегающей на эоцене, и континентальной грубообломочной плиоценовой молассой, широко известной как Сивалик.
Несколько восточнее поперечной долины Инда молассы образуют на поверхности узкий выступ к северу, который обтекается Главным Пограничным надвигом и отвечает вершине Джеламского синтаксиса, повторяющей на юге аналогичный изгиб Главного Мантийного надвига. Западнее происходит расширение до 100 км Предгималайского прогиба, которому здесь отвечает Кохат-Потварское плато, ограниченное на юге Соляным кряжем, обрывающимся 1000-750-метровым уступом к прилегающей с юга равнине и ограниченным Главным Фронтальным надвигом.
В основании разреза Соляного кряжа обнажается мощная эвапоритовая формация, солям которой он и обязан своим названием. Возраст формации, очевидно, вендский, поскольку она согласно перекрыта нижним кембрием. Песчано-глинистые отложения нижнего и среднего кембрия с большим перерывом сменяются ледниковыми образованиями, переходящими вверх в частично морские, терригенные, частично угленосные слои нижней перми и затем в карбонатные отложения верхней перми. Мезозойские отложения развиты преимущественно в западной части плато и кряжа и представлены в основном мелководно-морскими терригенны-ми осадками с богатой фауной; карбонаты появляются в верхнем мелу. Выше трансгрессивно залегает палеоген, местами непосредственно на палеозое. В его составе заметную роль играют известняки; присутствуют гипсы и даже соли. Разрез завершают несогласно залегающие молассы, о которых говорилось уже выше. Мощность моласс превышает 3,5 км, а подстилающих отложений, кроме эвапоритов, значительно меньше.
Внутренняя структура этой части Предгималайского прогиба определяется южно-вергентными складками и надвигами, наиболее интенсивными в северном крыле, близ Главного Пограничного надвига. Складчатый комплекс сорван с докембрийского фундамента по подошве вендских эвапоритов; вторая поверхность срыва проходит вдоль кровли нижней молассы. Деформации затронули всю толщу до четвертичных отложений, распространяясь с севера на юг. Восточнее структура передового прогиба упрощается, а его платформенное крыло расширяется; мощность осадочного выполнения достигает 7 км.
Помимо Предгималайского прогиба позднекайно-зойские молассы выполняют в Гималаях внутригорные впадины, из которых наиболее крупными являются Пешаварская и Кашмирская, расположенные симметрично по обе стороны Пенджабского (Джеламского) синтаксиса.
К востоку от только что рассмотренного сегмента Альпийско-Гималайского пояса располагается наиболее высокий и тектонически активный его сегмент, включающий Восточный Гиндукуш, Каракорум, Гималаи и прилегающие к ним Кохистан и Хазару. Западная часть данного сегмента отвечает наиболее далеко продвинутому к северу выступу Памиро-Пенджаб-ского синтаксиса, образованного столкновением Индийской и Евразийской литосферных плит в конце эоцена. Этот выступ ограничен двумя крупнейшими сдвиговыми зонами: левосдвиговой Памиро-Афганс-кой северо-северо-восточного простирания, с амплитудой, превышающей 200 км, и правосдвиговой Пами-ро-Каракорумской, амплитуда которой оценивается в 300 км. Помимо перечисленных выше сооружений, северная часть выступа включает Памир. Его северная зона уже описывалась нами выше (см. раздел 5.7), а центральных и южных зон придется коснуться в данном разделе после рассмотрения общей зональности сегмента (рис.11-55).
К югу от зоны Северного Памира выделяется зона Центрального Памира, отделенная узкой, но весьма примечательной сутурой - Рушан-Пшартской зоной, от зоны Южного Памира, которая состоит из двух подзон, нередко рассматриваемых как самостоятельные зоны: Юго-Западного и Юго-Восточного Памира. Южнее простирается зона, включающая хребты Восточного Гиндукуша северо-восточного и Каракорума северо-западного простирания. Контакт между этой зоной и Южным Памиром тектонический на юго-западе и постепенный на юго-востоке; они, видимо, принадлежали единой микроплите в системе Мезотетиса. На юге зона Восточного Гиндукуша-Каракорума ограничивается крупным южно-вергентным надвигом -Главным Каракорумским, по которому она граничит с меловой вулкано-плутонической Кохистан-Ладах-ской дугой. Главный Каракорумский надвиг развился вдоль более древней сутуры, именуемой Шиокской, а южным ограничением Кохистан-Ладахской дуги является так называемый Главный Мантийный надвиг, так же отвечающий сутуре. К востоку от Ладаха эта последняя сутура сливается с Шиокской и их общим продолжением служит офиолитовая зона верховьев рек Инда и Цангпо (Брамапутры). К югу от Главного Мантийного надвига и сутуры Инда-Цангпо простирается уже складчато-покровная система Гималаев, ограниченная, в свою очередь, Главным Пограничным надвигом, по которому она надвинута на молассовые передовые прогибы - Кохат-Потварский на западе, Предгималайский на востоке. Первый из этих прогибов граничит с Индостанской платформой вдоль Главного фронтального надвига. Западная часть Гималаев, к западу от Джеламского клина обычно рассматривается как самостоятельная область Хспара\ она отделена на востоке широтным разломом Сароби от северного окончания Белуджистанской системы, с которой она образует торцовое сочленение.
Зона Центрального Памира располагается на до-кембрийском кристаллическом фундаменте, перекрываемом шельфовыми карбонатными (C-OpS-D^-T,) или терригенными (0,+3, С|+,) отложениями. В раннем-среднем триасе начинается фациальная дифференциация с образованием рифовых построек на поднятиях, а в позднем триасе накапливается мощный флиш. На рубеже триаса и юры проявляется раннекиммерийский диастрофизм, особенно интенсивный на востоке зоны, после чего в первой половине юры отлагаются грубо-обломочные осадки и происходят излияния лав среднего состава. Во второй половине юры начиная с бата устанавливается спокойный тектонический режим карбонатной платформы, который, однако, прерывается в конце юры новыми значительными деформациями и поднятиями, размыв которых приводит к накоплению нижнемеловой (и сеноманской) пестроцветной лагунной и мелководно-морской молассы. Она сменяется мелководной турон-сенонской маломощной терриген-но-карбонатной формацией. В палеогене наступает новая фаза поднятий с отложением грубой молассы и довольно интенсивным вулканизмом среднего-кислого состава, который в олигоцене-миоцене сменяется базальтовым и щелочно-базальтовым.
Зона Центрального Памира отделена от Северного Памира южно-вергентным, а от Южного Памира и Рушан-Пшартской зоны северо-вергентным надвигом. Ее внутренняя структура характеризуется сложной и своеобразной покровной тектоникой. Докембрий и слабо метаморфизованный венд-кембрий вместе с более молодым, до палеогена включительно, чехлом выступают в автохтонных или паравтохтонных антиформных окнах, а отложения палеозоя-триаса залегают в виде дисгармонично смятых покровных пластин; в этих дислокациях участвует местами и несогласно залегающая олигоцен-миоценовая моласса, что свидетельствует об альпийском возрасте заключительных деформаций. Предполагается, что покровы смещались с севера на юг, а их корни скрыты под северным пограничным надвигом.
Узкая, не более 20 км, Рушан-Пшартская зона занимает пограничное положение между Центральным и Южным Памиром и отличается исключительно сложным строением.
Ее разрез включает терригенную толщу карбона -нижней перми, терригенно-карбонатную с участием радиоляритов и базальтов (спилитов) верхнюю пермь
и триас, несогласно залегающую (на юге) кремнисто-граувакковую с олистолитами палеозойских известняков юру, на которые уже с повсеместным несогласием ложится нижнемеловая пестроцветная моласса. Палео-зойско-юрские образования рассматриваются как отложения северного континентального склона рифто-генното бассейна с корой океанского, типа в центральной части. Офиолиты, отвечающие ложу этого бассейна, выведены на поверхность в виде небольших фрагментов на юге зоны.
• Зона Юго-Западного Памира представляет крупный выступ (Бадахшанский массив) докембрийских, в основном архейских метаморфитов амфиболитовой и гранулитовой фаций, датированных в 2,7-2,4 млрд лет с повторным метаморфизмом на уровне 1,6-1,4 млрд лет. Это разнообразные гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы, мраморы, линзы гипербазитов, плу-тоны гранитоидов, в том числе чарнокитов. Структура, естественно, весьма сложная, с развитием гранито-гнейсовых куполов. На периферии массива появляется более молодая докембрийская серия, метаморфизован-ная в зеленосланцевой фации. Трансгрессивно на докембрийских образованиях залегают терригенные отложения верхнего палеозоя - триаса. Все эти породы прорваны плутонами мезозойско-кайнозойских гранитоидов, раннекиммерийских, позднекиммерийских и альпийских; к последним относится Памиро-Шугнан-ский батолит. Плутоны кайнозойских гранитоидов, вплоть до миоценовых малых интрузий, известны и в Центральном Памире.
Зона Юго-Западного Памира надвинута к югу на зону Восточного Гиндукуша, отделенную от своего западного продолжения Памиро-Афганским разломом. В этой последней зоне развиты верхнепротерозойско-нижнепалеозойские (?) метаморфические сланцы, глинисто-карбонатная формация девона - нижней перми, карбонатная - верхней перми - низов мела. Выше с размывом залегают конгломераты среднего мела, указывая на проявление австрийской эпохи тектогенеза. Об этом же свидетельствует плутон гранитоидов, датированный Rb-Sr методом в 114 млн лет.
На востоке Восточный Гиндукуш смыкается с Каракорумом - вторым по высоте после Гималаев горным хребтом планеты (4 вершины восьмитысячники, в том числе К2 - 8611 м). В строении Каракорума принимают участие в основном пермо-мезозойские отложения. В его северной зоне они практически не метаморфизо-ваны, хотя и интенсивно дислоцированы, и эта зона представляет почти непосредственное продолжение зоны Юго-Восточного Памира. В этой последней зоне разрез начинается с мощной терригенной формации карбона-нижней перми, сменяющейся кремнисто-карбонатной формацией верхней перми - триаса. Обе они имеют своих аналогов в Северном Каракоруме, но на
Памире триас обнаруживает дифференциацию на рифовую и более глубоководную субформации, а в верхнем триасе появляется мощная флишоидная терриген-ная формация, в Каракоруме же, напротив, устанавливаются условия карбонатной платформы, удерживающиеся местами и в начале юры. Однако и в Каракоруме и особенно на Памире на переходе от триаса к юре проявились деформации и поднятия, которые довольно быстро сменились накоплением карбонатов, продолжавшимся до конца юры (на Памире верхняя юра отделена некоторым несогласием от средней). Новые, более интенсивные поднятия произошли в раннем и среднем мелу, сопровождаясь накоплением грубой мо-лассы. К середине мела относится и внедрение первой фазы огромного Центрально-Каракорумского гранитного батолита; следующие фазы интрузивного процесса относятся к позднему мелу, эоцену и миоцену (пегматиты - 27-25 млн лет).
Южная зона Каракорума, непосредственно прилегающая к Главному надвигу, отличается интенсивно проявленным региональным метаморфизмом, достигающим амфиболитовой ступени. Благодаря этому первичный возраст пород с трудом поддается определению. Возраст метаморфизма и деформаций, приведших к изоклинальной складчатости и куполообразованию, оценивается как весьма молодой - от позднего эоцена до позднего, миоцена.
К югу от Главного Каракорумского надвига и к западу от южного окончания Памиро-Каракорумско-го сдвига простирается зона Кохистана и Ладаха, отвечающая среднемеловой энсиматической магматической дуге. Она расчленена на две части выступом древнего кристаллического фундамента, находящимся на острие Пенджабского синтааксиса (см. ниже). С юга дуга ограничена Главным Мантийным надвигом, южно-вергентным, как и Главный Каракорум-ский. Он обязан своим названием выходу в его висячем крыле ультрамафитов и гранатовых гранулитов, рассматриваемых как основание вулканической дуги. Выше залегают амфиболиты и далее крупнейшее тело габбро-норитов. Образования собственно вулканической дуги - известково-щелочные дифференцированные вулканиты с подчиненными осадками, вмещают также крупный гранитный Кохистанский батолит. Подобно Каракорумскому батолиту, его формирование началось в середине мела и продолжалось отдельными импульсами до позднего миоцена включительно.
Непосредственно к югу от Главного Каракорумского надвига развита зона меланжа, в которой участвуют и офиолиты. Столкновение Кохистан-Ла-дахской дуги с Каракорумской микроплитой, уже в начале мела вошедшей в состав Евразии, произошло, скорее всего, в конце мела и предшествовало индо-евразийской коллизии, приведшей к образованию Гималаев и поднятию Тибета.
Этот сегмент Альпийско-Гималайского пояса лежит уже к востоку от северного выступа Аравийской плиты . Как отмечалось уже выше , вероятным продолжением северной ветви Неотетиса, следовавшей от зоны Вардара через Северную Анатолию и центральный Малый Кавказ, является сутура по южному ограничению складчатой системы Эльбурса, а к югу от последней в ретроспективе располагался Центрально-Иранский микроконтинент, которому отвечала одноименная микроплита в системе микроплит, находившихся между Евразией и Гондваной.
Центрально-Иранский блок обладает позднедокем-брийским метаморфическим фундаментом и венд-триасовым платформенным чехлом. Метаморфический фундамент датируется 1100-600 млн лет; он прорван предвендскими гранитами и в общем совершенно сходен с фундаментом Аравийско-Нубийского щита. Мощность чехла составляет 3-4 и местами достигает 8 км.. В основании чехла, на уровне венда, залегают
кислые вулканиты, а на юго-востоке эвапориты. Остальной разрез состоит из четырех седиментационных циклов, разделенных перерывами и стратиграфическими несогласиями: 1 - верхневендско-ордовикский, 2 - силурийско-нижнедевонский (девон залегает кое-где прямо на фундаменте), 3 - среднедевонско-карбо-новый, 4 - пермско-триасовый. В основании циклов местами развиты континентальные красноцветы, атакже появляются покровы базальтов, но в основном циклы образованы терригенными и особенно карбонатными шельфовыми отложениями.
Центрально-Иранский блок включает и район южного Закавказья, а на востоке его основная часть ограничивается Больше-Кевирским разломом северовосточного направления, вдоль которого простирается полоса интенсивно дислоцированного и метамор-физованного палеозоя, значение которой пока не вполне расшифровано. Еще восточнее зона развития верхнемелового офиолитового меланжа отделяет меридионально вытянутый Лутский блок, с востока ограниченный разломом - продолжением Урало-Оманского линеамента, и Восточно-Иранской верхнемеловой-нижнепалеогеновой офиолитовой зоной. Лутский блок, судя по палеомагнитным данным, имеет самостоятельную историю и примкнул к собственно Центральному Ирану лишь к олигоцену. Начиная с позднего триаса в связи с раннекиммерийским диастрофизмом распределение осадков в Центральном Иране стало менее равномерным. В позднем триасе - ранней юре здесь накапливается континентальная угленосная формация, в позднем лейасе она сменяется морскими кар-бонатно-терригенными отложениями. На титон-нео-ком приходится перерыв в осадконакоплении, связанный с позднекиммерийским диастрофизмом, а затем наступает трансгрессия с отложением преимущественно карбонатов. Новая регрессия приходится на конец мела - начало палеогена; после нее в эоцене местами снова накапливаются мелководные морские осадки и эвапориты. На Лутском блоке начинается наземный вулканизм среднего-кислого состава, продолжающийся до позднего кайнозоя. В среднем олигоцене-раннем миоцене в Центральный Иран с юга проникает море, в котором осаждаются карбонаты и эвапориты. В среднем-позднем миоцене здесь образовался крупный бассейн с отложением мощной, местами до 6 км, толщи лагунно-континентальных красноцветов и эвапоритов. Центральную часть этого бассейна ныне занимает соляная пустыня Дашт-и-Кевир, где в неогеновые крас-ноцветы внедрены десятки соляных куполов, питающихся эоценовой солью.
Центрально-Иранская микроплита лежит в той же полосе, что и Анатолийско-Таврская «платформа» Турции. На востоке Лутский блок Центрального Ирана ограничен расширяющейся к югу зоной развития верхнемеловых-нижнеэоценовых офиолитов и сопровождающего их флиша. Его юго-западное обрамление образует вулкано-плутонический пояс Урмия-Базман (Дохтар) позднемелового-кайнозойского возраста с субщелочными вулканитами от базальтов до риолитов. Образование пояса связывается с коллизией Аравийской и Центрально-Иранской плит. Сам магматический пояс приурочен к границе Центрального Ирана и
подвижного пояса того же северо-западного простирания, возникшего на месте южной ветви Неотетиса, протягивающегося сюда из Таврской системы Анатолии. В Иране этот пояс состоит из двух зон - метаморфической зоны Санандадж-Сирджан и складчатой зоны Загроса.
Зона Санандадж-Сирджан характеризуется сложным и еще не до конца понятым строением. Она сложена палеозоем с участием вулканитов, метаморфизо-ванным в герцинскую или раннекиммерийскую эпоху, а также мезозоем и ограничена с юго-запада Главным Загросским надвигом, отделяющим данную зону от зоны Загроса. Надвиг направлен к юго-западу и состоит из ряда чешуи, в которых местами выступают мезозойские офиолиты.
Зона Загроса, которой отвечает хребет протяженностью до 1300, шириной до 250 и высотой до 4,5 км, образована мощным, до 8-10 км, комплексом палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений пассивной окраины Аравийской плиты, смятых в крупные и весьма протяженные (до 350 км!) складки, постепенно изменяющие простирание от северо-западного до востоко-северо-восточного. В основании осадочного чехла в восточной половине зоны залегает эвапоритовая формация венда - низов кембрия; с ее солями связано образование многочисленных диапировых ядер протыкания, цепочки которых укладываются в линии северо-восточного или северо-севе-ро-западного простирания, очевидно, подчиняясь структурам позднепротерозойского фундамента. В палеозойской части складчатого комплекса имеются крупные перерывы (0,3, S,, D, ,, С, ,), пермь залегает трансгрессивно и вместе с триасом представлена в основном карбонатами и отчасти эвапоритами. Вышележащий разрез мезозоя и кайнозоя почти лишен перерывов и состоит из мелководных (за исключением крайнего северо-востока) карбонатных и терригенных отложений, среди которых периодически, в частности втитоне-неокоме появляются эвапориты. В маастрих-те-эоцене вдоль северо-восточного края зоны образуется флишевый трог. Характер осадконакопления повсеместно начинает меняться в позднем олигоцене -раннем миоцене - становится еще более мелководным и преимущественно карбонатным, а затем отлагаются мощные эвапориты и красноцветы и, наконец, в позднем миоцене появляются континентальные грубооб-ломочные образования.
Первые деформации в Загросе относятся к концу мела, но они затронули лишь северо-восточную ее часть, где, в частности, произошла обдукция офиолитов. Главные же деформации начались в миоцене и нарастали вплоть до конца плиоцена. Они привели к срыву осадочного чехла со своего основания и к его общему перемещению к юго-западу. Здесь перед фронтом складчатой системы в неогене возник Месопотам-ский передовой прогиб, внутреннее крыло которого было затем дислоцировано и втянуто в общее поднятие Загроса в конце плиоцена. Осевая зона и внешнее крыло прогибазанимаетМесопотамскую низменность и северо-восточную часть Персидского залива. Они продолжали погружаться и деформироваться и в четвертичное время. В северо-западном направлении как передовой прогиб, так и сама зона Загроса вырождаются и замыкаются перед сводом Рутба в Сирии - погребенным выступом Аравийско-Нубийского щита.
Обе зоны -Санандадж-Сирджанская и Загросская, по существу, заканчиваются на востоке против Ормузского пролива, обрываясь меридиональными разломами, находящимися на продолжении разлома, ограничивающего с запада Лутский блок. По другую сторону пролива вдается к северу п-ов Оман с его огромным офиолитовым покровом, обдуцированным непосредственно на выступ Аравийской плиты. Обнажающийся в пределах этого выступа фундамент представлен верхнепротерозойскими метаграувакками и метавул-канитами, несогласно перекрытыми либо среднекемб-рийскими известняками и ордовикскими кварцитами, либо непосредственно пермскими карбонатами, начинающими разрез мощной шельфовой карбонатной толщи, заканчивающейся сеномаиом. Эта толща согласно сменяется более глубоководными мергелями турона-кампана, вмещающими калькарениты и олис-тостромы, образование которых непосредственно предшествовало обдукции офиолитового покрова. Кроме собственно автохтона местами выделяется паравтох-тон, затронутый чешуйчато-надвиговыми дислокациями и разнообразным региональным метаморфизмом, в том числе эклогит-глаукофановым.
Пространство между Калабрийской, Эллинской и Кипрской зонами субдукции и континентальной частью Африканской литосферной плиты занято глубоководными впадинами Ионического моря и моря Леванта, по своему происхождению и истории резко отличающимися от рассмотренных в предыдущем разделе.
Ионическая впадина в своей глубоководной северной части достигает 4000-4500 м глубины. Она обладает весьма широким шельфом, примыкающим к южной Сицилии и Тунису и представляющим фактически элемент Африканской платформы (ее называют Пела-гийской платформой). Эта платформа в своей северовосточной части рассечена молодой и сохраняющей тектоническую и вулканическую активность рифтовой системой, простирающейся в юго-восточном направлении от Тунисского пролива к о-ву Мальта. Мощность коры под этими рифтами сокращена до 20 км.
На востоке Пелагийская платформа ограничена меридиональным тектоническим Мальтийским уступом, отделяющим ее от глубоководной котловины, край которой на северо-северо-востоке перекрыт аккреционным клином Калабрийской зоны субдукции, а на востоке на впадину надвигается своеобразная структура Средиземноморского хребта (см.ниже), сопряженная с другой зоной субдукции - Эллинской. Мощность коры в глубоководной котловине уменьшается до 11 км, из которых 4-8 км приходится на осадочный чехол. Несмотря на то, что столь малая мощность консолидированной коры и значительная глубина бассейна свидетельствуют о ее близости к океанскому типу, некоторые новейшие данные многоканальной сейсмики отраженных волн говорят и об определенных отличиях от мезозойской океанской коры Атлантики, и в пользу того, что бассейн подстилается корой переходного типа. В осадочном чехле по данным бурения уверенно выделяются плиоцен-четвертичные отложения и мессинские эвапориты и мергели, а ниже предполагается присутствие олигоцен-миоценовых, а также более древних, вплоть до мезозойских образований. Расчеты, основанные на глубинах, тепловом потоке (не обнаруживающем повышенных значений) и намагниченности пород акустического фундамента привели к выводу о ее раннемезозойском, триасовом заложении. На востоке Ионическое море через сравнительно узкое и неглубокое (несколько более 2000 м) пространство между Критом и Киренайкой соединяется с морем Леванта.
Левантийская впадина занимает юго-восточный угол Средиземного моря, примыкая с запада к побережью Леванта, а на севере к о-ву Кипр. От Эллинского желоба ее отделяет весьма своеобразная структура Средиземноморского хребта, следующего вдоль этого желоба и представляющего гомолог океанских краевых валов, но отличающегося резко повышенной мощностью осадочного чехла и его интенсивной и специфической дислоцированностью . Протяженность Средиземноморского хребта достигает 1300 км, ширина составляет 150-300 км, превышение над абиссальными Ионической и Левантийской равнинами -до 2 км, а мощность коры - от 20 до 30 км. В плане Средиземноморский хребет образует дугу, выпуклую к югу и благодаря этому в центральной части непосредственно надвинутую на Киренайкский выступ Африканского кратона. Осадочный чехол составляет здесь аккреционную призму мощностью до 18 км, сорванную с консолидированного основания и имеющую на флангах двухъярусное строение. Нижний уровень срыва предполагается по аптским глинам, а верхний несомненно приурочен к мессинским эвапоритам. В связи с тем, что накопление этих эвапоритов в заметной мощности происходило лишь на флангах хребта - Ионическом и Левантийском, а в центральной части - Ливийской, уже приподнятой в мессинии, они могли практически отсутствовать, здесь срыв локализовался лишь на нижнем, аптском уровне. Соответственно и ширина хребта минимальна в этом сегменте.
Хребет состоит из надвиговых пластин в основном южной вергентности, но вдоль северного ограничения развиты обратные надвиги в сочетании со сдвигами. Примечательной особенностью хребта является широкое проявление глиняного диапиризма и грязевого вулканизма. Судя по обломкам в сопочной брекчии, их корни достигают аптских глин.
Хотя начало субдукции Африканской плиты под Эгейскую микроплиту относится к олигоцену, начало образования Средиземноморского хребта датируется поздним миоценом, когда юго-юго-восточное - севе-ро-северо-западное направление сжатия сменилось на юго-западное - северо-восточное. Именно в этом направлении происходило сопряженное с ним растяжение в Эгейской впадине.
Собственно Левантийская впадина характеризуется меньшими глубинами, чем другие средиземноморские впадины - несколько более 2200 м к юго-востоку от Кипра, что объясняется, видимо, большой мощностью осадочного чехла-10-12 км, а последняя, в свою очередь, связана с привносом огромной массы обломочного материала рекой Нил, впадающей с юга. Общая мощность коры составляет 19-24 км и, следовательно, на долю консолидированной коры местами приходится порядка 8 км. Исследователи считают, что в центральной части впадины кора относится к океанскому типу. В осадочном чехле уверенно выделяются лишь мощные мессинские и плиоцен-четвертичные отложения, но предполагается, что домессинская часть чехла включает отложения до мезозойских включительно. Сопоставления с континентальной окраиной Леванта и общие соображения позволяют допустить начало формирования впадины в позднем триасе-ран-ней юре.
Особый интерес представляет возвышенность Эратосфен, расположенная непосредственно южнее Кипра и поднимающаяся с глубины 2000 м до 700 м. Сейсмические данные и бурение доказывают континентальную природу этой возвышенности, очевидно, представляющей обломок Африканского континента. Некоторые признаки указывают на то, что начиная с плиоцена и вплоть до современной эпохи эта возвышенность в процессе субдукции пододвигается под остров Кипр (рис.11-49), и с этим поддвигом связывают начавшееся с этого времени поднятие хребта Троодос на Кипре.
Аналогичную континентальную природу могут иметь некоторые другие возвышенности Левантийского бассейна-Геродота, Флоранс, в частности.
Дальнейшее восточное продолжение рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса находится уже в Малой Азии, в Центральной и Южной Анатолии, к югу от охарактеризованной уже выше системы Понтид. Здесь в поперечном сечении данной ветви выделяется три мегазоны: Анатолиды, Анатолийско-Таврская «платформа» и Тавриды; последние граничат по надвигам с Аравийской плитой -отторженцем Гондваны .
Главным элементом в структуре Анатолид является офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан, традиционно рассматриваемая как продолжение аналогичной зоны Вардара Динарид-Эллинид. В ней широко развиты юрские (в основном?) офиолиты, нередко в виде меланжа -«Анкарский цветной меланж» (отсюда и пошел сам термин «меланж»), и меловой-эоцено-вый флиш. Однако в настоящее время считается, что зона Измир-Анкара продолжает лишь западную подзону зоны Вардара. Аналог ее восточной подзоны усматривается в более северной офиолитовой зоне, так называемой Интрапонтидской, в которой так же в виде меланжа присутствуют верхнеюрские-нижнемеловые офиолиты и глубоководные кремнисто-карбонатные отложения и верхнемеловой-палеоценовый флиш. Эта зона сливается на востоке, в районе Анкары, с основной зоной, следующей от Измира. А западнее их разделяет микроконтинент Сакарья, приравниваемый к срединному поднятию Пайкон зоны Вардара в Греции. Фундамент микроконтинента Сакарья образуют палеозойские метаморфиты, несогласно перекрытые верхним палеозоем, на котором, в свою очередь, несогласно залегают полого дислоцированные юрско-меловые породы карбонатной платформы. В туроне-сеноне на северный край микроконтинента были ша-рьированы офиолиты и началось накопление флиша с олистостромами в низах. Эти события были связаны с коллизией Сакарьи с южным краем Евразийской плиты, которая сопровождалась и региональным метаморфизмом.
Офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан находит свое продолжение в центральной части Малого Кавказа. На юго-востоке последнего эта зона раздваивается - одна ветвь следует вдоль р.Акеры, а другая уходит в Зангезур и далее, пересекая р.Аракс, в Иранский Карадаг. Между ними обособляется Кафанский блок, представляющий фрагмент юрско-раннемеловой энсиалической вулканической дуги, аналогичной Артвино-Карабахской дуге северной части Малого Кавказа и гомолога блока Сакарья на северо-западе Анатолии. Офиолиты Малого Кавказа имеют поздне-пермско-раннемеловой возраст; на них залегает сред-немеловой флиш, а в раннем сеноне, опять же подобно тому, что происходило в Анатолии, офиолитовая зона Малого Кавказа испытала интенсивнеое сжатие с об-дукцией офиолитов на смежные континентальные блоки. Карбонатный верхний сенон, палеоценовый флиш и вулканогенный эоцен запечатывают эти структуры.
Акеринская ветвь Малокавказской офиолитовой зоны по магнитным аномалиям предположительно прослеживается под кайнозойским чехлом к северу от Талыша, а Зангезуро-Карадагская ветвь скрывается под молодыми вулканитами Иранского Азербайджана. Можно предполагать, что она первоначально простиралась в южном обрамлении Эльбурса, где сейчас намечается существование сутуры, и что офиолиты Сабзевара к югу от восточного окончания Эльбурса принадлежали той же зоне.
В Анатолии к югу от западной части рассмотренной офиолитовой зоны располагается так называемая Тавро-Анатолийская платформа (см. рис. 11-14), вернее, микроконтинент. Его фундамент выступает в двух крупных массивах - Мендересском (запад) и Кирше-хирском (восток) и имеет трехчленное строение. Нижний ярус образуют в основном гранито-гнейсы протерозойского возраста, средний ярус слагают метатер-ригенные сланцы палеозоя, а верхний представлен мраморами с возрастом от верхней перми или триаса до мела включительно. С севера на эти массивы в позднем мелу были надвинуты офиолиты, а позднее они были интрудированы гранитами.
Континентальные блоки к югу от офиолитовой зоны находятся и на юге Малого Кавказа и в Иране. В первом регионе это Мисханский (Арзаканский) и Мегринский массивы. Слагающие их фундамент метаморфические образования имеют заведомо додевонс-кий, а скорее всего и доордовикский возраст, но верхняя и, возможно, существенная часть метаморфического комплекса может принадлежать уже мезозою. Выполненный карбонатным верхним мелом, флише-вым палеоценом и вулканогенным эоценом Еревано-Ордубадский прогиб отделяет эту полосу поднятий от северо-западного окончания Центрально-Иранского микроконтинента с его ордовикско-триасовым шель-фово-карбонатным (в основном) чехлом. Этот микроконтинент на востоке граничит вдоль дугообразной, выпуклой к западу офиолитовой сутуры со своеобразным Лутским блоком, на востоке примыкающим к южному продолжению Урало-Оманского линеамента.
В Анатолии к югу от центральной полосы метаморфических массивов и вплоть до Средиземноморского побережья простирается покровно-складчатая система Таврид. Тавриды характеризуются южной вергентнос-тью (см. рис. 11 -15) и образуют две выпуклые к югу дуги, сочленяющиеся под острым углом на севере в так называемом углу Испарты. В Тавридах различают автохтонные (относительно!) и аллохтонные элементы; первые выступают в тектонических окнах и представляют неметаморфизованное продолжение двух верхних комплексов находящейся севернее «платформы», а вторые имеют различные корни. Наиболее западную группу образуютЛикийские покровы, окаймляющие с юга Мен-дересский массив, составляющие западную сторону «угла Испарты» и шарьированные на крупное поднятие автохтона Бейдаглары. В состав этих покровов входят позднемезозойские офиолиты, частично превращенные в меланж, и пермско-верхнемеловые образования как океанского бассейна, так и его южной пассивной окраины. Офиолиты происходят из Изми-ро-Анкарской зоны и были обдуцированы и переброшены через Мендересский массив в конце мела. В дальнейшем в деформации были вовлечены и породы палеоцен-эоцена, а последние движения относятся к миоцену.
Вторая группа покровов Таврид - покровы Анта-льи. Они слагают восточную сторону «угла Испарты», ограничиваясь с востока автохтонным карбонатным массивом Анамасдаг, а также образуют более внутреннюю зону западной стороны «угла», прилегая к автохтонному массиву Бейдаглары с противоположной по отношению к Ликийским покровам стороны. В состав этих покровов входят верхнетриасовые-нижнемеловые офиолиты, часто в виде меланжа, а также глубоководные (радиоляриты и др.) и шельфовые (карбонаты) отложения триаса-мела. Образование покровов с об-дукцией офиолитов относится к Маастрихту-раннему эоцену. Происхождение покровов Антальи, офиолитов в частности, трактуется по-разному - от дальнего северного транспорта, подобно Ликийским покровам, или южного, и до признания их образования в небольшом бассейне с океанской корой и значительным числом карбонатных платформ на утоненной континентальной или океанской же коре - бассейне, в общем вписанном в «угол Испарты».
В восточном направлении покровная структура Таврид еще более усложняется. Связано это прежде
всего с тем, что Анатолийско-Таврская «платформа» расщепляется на два метаморфические массива-Мун-зур и Битлис, разделенные самостоятельным «интра-таврским» бассейном с корой океанского типа, и эти массивы сами вовлекаются в покровообразование. Офиолиты, происходящие из интратаврского бассейна, имеют триасовый (Т,?-Т3) и нижнемеловой возраст и сопровождаются верхнемеловым-нижнеэоценовым флишем; они претерпели местами метаморфизм высоких давлений-низких температур. В эоцене на месте этого бассейна образовалась сутура.
Эллиниды представляют продолжение Динарид на юге Балканского п-ова и в своей континентальной части сохраняют северо-западное простирание, но с выходом в Эгейское море образуют дугообразный изгиб к югу и подходят к анатолийскому берегу уже с восточно-северо-восточным простиранием. Тектоническая зональность Эллинид с некоторыми изменениями повторяет зональность Динарид; сохраняется и юго-западная вергентность перемещения покровов, сменяющаяся в Эгейском море на южную.
Одной из особенностей Эллинид является появление в их северной части, в пределах побережья Албании, передового Предадриатичеекого прогиба, выполненного мощной неогеновой молассой, несогласно наложенной на олигоценовые и более древние образования окраины Адрии. Продолжением Адриатической зоны Динарид служит Ионическая зона Эллинид, разрез которой начинается эвапоритами верхнего триаса (с ними в Албании связаны соляные купола), за которыми следуют мелководные карбонаты нижнего-среднего лейаса. В позднем лейасе Ионическая зона испытала рифтинг, после чего в разрезе получили преобладание более глубоководные карбонаты, в позднем эоцене - олигоцене сменившиеся флишем. Затем последовали деформации сжатия, превратившие лист-рические сбросы эпохи рифтинга в надвиги в направлении Предапулийской зоны, обнаженной на островах Ионического архипелага. В отличие от Ионической зоны, очевидно паравтохтонной, эта зона является уже вполне автохтонной, в ее разрезе отсутствует флиш и она целиком сложена неритическими карбонатами. Надвигание Ионической зоны на Предапулийскую было облегчено срывом по триасовым эвапо-ритам.
На северо-востоке Ионическая зона надвинута на смежную зону Внешних Эллинид - зону Гаврово-Три-полица. Эта зона представляла в течение позднего триаса-среднего эоцена относительное поднятие с накоплением неритических карбонатов. В позднем эоцене -олигоцене они сменились флишем с мощной олистост-ромой в кровле. Отновременно начинаются деформации, которые, однако, привели лишь к относительно простым складчато-сбросовым дислокациям. На Пелопоннесе и Крите аналоги отложений зон Гаврово и Ионической испытали некоторый метаморфизм.
На зону Гаврово-Триполица с северо-востока полого шарьирована, с амплитудой более 50 км, зона Олопос-Пиндос. В противоположность зоне Гаврово и смежной с СВ зоне Парнас (см.ниже) данная зона па-леогеографически представляла глубокий прогиб на утоненной континентальной, а по мнению некоторых, океанской коре, заложившийся в среднем-позднем три* асе и затем заполнявшийся вплоть до конца мела пелагическими известняками и радиоляритами, а в палеоцене-эоцене прогиб заполняется флишем, грубым в кровле. Зона Олопос-Пиндос продолжаете Элл и ни дах зону Будва-Цукали Динарид.
Краевое положение во Внешних Эллинидах занимает зона Парнас-Гиона. Подобно зоне Гаврово-Триполица, с позднего триаса она представляла поднятие, на котором до середины мела накапливались нерити-ческие известняки, частично доломитизированные; их накопление трижды - на границе доггера и мальма, мальма и неокома и перед верхним мелом, прерывалось осушением, эрозией и образованием бокситов большого промышленного значения. В позднем мелу отлагались пелагические известняки, а в эоцене флиш. Зона Парнас-Гиона надвинута к западу на зону Оло-нос-Пиндос, а на востоке на так называемый беотий-ский флиш, накапливавшийся за счет сноса из внутренних зон начиная с поздней юры и до сенона, а затем, после сенонского карбонатного интервала, снова в палеоцене. Подстилается беотийский флиш неритиче-скими карбонатами верхнего триаса - доггера (на востоке доггер замещается радиоляритами). На севере зона Парнас-Гиона и беотийский флиш исчезают с поверхности под надвигом Внутренних зон.
Это самая протяженная из ветвей Альпийско-Гималайского пояса, возникшая в пределах основного ствола Неотетиса. На северо-западе она примыкает к Альпам, а затем простирается вдоль побережья Адриатического моря в виде Динарид и Эллинид, включает впадину Эгейского моря и ограничивающую последнюю с юга Критскую дугу, продолжается в центральную и южную Анатолию, в хребет Загрос на юго-западе Ирана, в обрамлении Персидского залива; протягивается отсюда в Макран на севере Оманского залива,охватывает центральный и южный Афганистан вместе со смежным Пакистаном (Белуджистан, Хазара); восточнее к ней принадлежат Гималаи, на восточном окончании которых пояс резко поворачивает к югу и через Индо-Бирманские цепи продолжается в Зондскую дугу и, наконец, на востоке Индонезийского архипелага смыкается со структурами Филиппин, принадлежащими уже Западно-Тихоокеанскому поясу.
Покровно-складчатое горное сооружение Бетской Кордильеры составляет северный фланг Бетско-Риф-ской дуги, замыкающей западный бассейн Средиземного моря. Оно занимает крайний юг Иберийского полуострова, простираясь на 600 км в восточно-северо-восточном направлении от Кадисского залива почти до Валенсии и продолжаясь в Балеарском архипелаге. Наиболее возвышенная часть сооружения поднимается почти до 3500 м в хр. Сьерра-Невада. На западе простирание системы становится более долготным и в районе Гибралтара она почти смыкается с Эр-Рифом, отделяясь от него возникшим в начале плиоцена проливом.
На северо-западе Бетская Кордильера сопрягается с эпигерцинской Иберийской Месетой через передовой Гвадалквивирский прогиб, а на северо-востоке оказывается непосредственно надвинутой на Месету, и здесь ее наиболее внешняя, Предбетская зона представляет, по существу, деформированный чехол Месеты, сорванный с ее фундамента по эвапоритам триаса. На юге Бетская Кордильера обрывается к впадине моря Альборан, возникшей в конце раннего миоцена.
Строение Бетской Кордильеры во многом сходно со строением альпид Магриба . Внутренние зоны, или собственно Бетиды состоят из трех покровных комплексов, перемещенных с юго-юго-востока на северо-северо-запад. Нижний комплекс, Невадо-Фи-лабриды, сложен интенсивно деформированным, но умеренно метаморфизованным палеозоем (графитовые и слюдяные сланцы с прослоями кварцитов) и триасом (мраморы, гипсы); присутствуют также реликты верхнеюрской (14б±3 млн лет) офиолитовой ассоциации (эклогиты, серпентиниты).
Средний покровный комплекс Бетид - Альпухарриды, сопосталяется с Себтидами Эр-Рифа. В его строении участвует тот же метаморфизованный палеозой, в составе которого здесь преобладают гнейсы, пестроц-ветный пермо-триас с кислыми вулканитами, карбонаты среднего и верхнего триаса. Но самым примечательным элементом строения комплекса является мощная тектоническая линза мантийных ультрамафитов -массив Ронда, присутствие алмазов в которой указывает на подъем с глубины >150 км. Массив Ронда совершенно подобен массиву Бени-Бусера по другую сторону моря Альборан, в Эр-Рифе. Одно время оба массива трактовались как молодые интрузии, так как для них был получен радиометрический возраст 22 млн лет. Однако геофизические исследования указали на бескорневое залегание массивов, а молодой изотопный возраст относится к проявлениям позднеальпийского метаморфизма.
Верхний покровный комплекс Бетид именуется Малагидами. В его составе участвует слабо или даже неметаморфизованный, фаунистически охарактеризованный палеозой - филлиты и известняки силура, карбонатный флиш нижнего-среднего девона, граувакки верхнего девона - нижнего карбона; выше залегает обломочный пермо-триас и далее пелагическая серия до нижнего миоценавключительно,нос многочисленными перерывами.
Подобно своим магрибским аналогам, Бетиды окаймляются Известняковым хребтом -Дореалем, сложенным карбонатами триаса и более молодыми отложениями до нижнемиоценовых включительно. Этот хребет начинает собой ансамбль Внешних зон Бетской Кордильеры; он появляется из-под надвига Бетид и, в свою очередь, надвинут на Флишевую зону, образованную нижнемеловым-нижнемиоценовым флишем, получившим наиболее широкое развитие в районе Гибралтара. Здесь флишевые покровы спускаются в Атлантику на расстояние >500 км и на глубину >2000 м. Фли-шевая зона надвинута на Суббстскую зону, представляющую серию надвиговых пластин, сложенных глубоководными известняково-мергельными фациями юры - нижнего миоцена, подобно Предбетской зоне, сорванными с герцинского фундамента по триасовым глинам и мергелям. Обе зоны принадлежали пассивной окраине Иберии - Предбетская - ее шельфу, Суб-бетская - склону и подножью. Основные деформации обеих зон произошли в среднем миоцене, Бетид - в начале и перед миоценом. За этим последовали поднятия и растяжение, наиболее ярко проявленное в обрушении внутренней части Бетско-Рифской дуги, приведшем к образованию впадины моря Альборан. В пределах современной суши оно привело к образованию серии грабенов, выполненных верхнемиоценовой-четвертичной грубой молассой. На этом же фоне на юго-востоке Бетского орогена проявился наземный вулканизм -средний и кислый в миоцене, основной в плиоцене, щелочно-базальтовый в квартере. Эти проявления разрывной тектоники, в существенной мере сдвиговой, и вулканизма были тесно связаны с формированием впадины моря Альборан. В позднем миоцене впереди Бетского орогена возник и неглубокий Гвадалквивирский прогиб. Миоценовая часть его выполнения испытала складчато-разрывные деформации; плиоценовая залегает несогласно.
Внешние зоны Бетского орогена - Предбетская и Суббетская, с присущими им чертами покровно-над-виговой тектоники находят свое продолжение в Бале-арском архипелаге.