Прямым продолжением Западных Альп служат не столько Пиренеи, сколько Апеннины, у которых общим с Альпами является происхождение внутренних зон из общего Пьемонтско-Лигурийского бассейна,
принадлежавшего к основному стволу Неотетиса. Апеннины через Сицилию продолжаются в Тунис и Алжир, где этому продолжению отвечает прибрежное покровно-складчатое сооружение Телль-Атласа, после небольшого перерыва находящего в свою очередь продолжение в Марокко в виде аналогичного сооружения Эр-Рифа. Последнее образует южный, африканский фланг Бетско-Рифской дуги, обращенной выпуклостью на запад, к Атлантике. Северный фланг дуги представлен сооружением Бетской Кордильеры, внешние зоны которой находят свое продолжение в Бале-арском архипелаге . Далее к востоку эта ветвь прерывается в связи с образованием в миоцене Алжиро-Прованской рифтогенной впадины с корой океанского типа . Первоначально это продолжение могло следовать в обход герцинид Сардинии и Корсики с востока и сливаться с северным окончанием Апеннин.
Все сооружения данной ветви обладают отчетливо выраженным покровным строением, причем Апеннины характеризуются северо-восточной, а на юге юго-восточной вергентностыо, Телль - южной, Эр-Риф -юго-западной, Бетская Кордильера - северо-северо-западной. В целом здесь вырисовываются две дуги -одна, Калабрийская, выпуклая к юго-востоку в сторону впадины Ионического моря, и другая - Гибралтарская, выпуклая к западу в направлении Атлантики.
Рубрика ‘Альпийско-Гималайский подвижный пояс’ Category
Южно-Каспийская впадина представляет в ряде отношений уникальную структуру даже среди ей подобных. Ее выполняет толща отложений огромной -до 25 км, мощности, в ней необычно ярко проявлены глиняный диапиризм и грязевый вулканизм, к ней приурочены крупные нефтяные месторождения, составляющие надежду Азербайджана и Туркмении.
Впадина имеет овальную форму с длинной осью, ориентированной меридионально, протяженностью 400 км; ее глубина несколько превышает 1000 м. В эту впадину с запада открываются Апшероно-Кобыстан-ский и Нижнекуринский прогибы, с востока Западно-Туркменский, а на юге к ней примыкает Предэльбур-ский прогиб. Глубоководная часть впадины состоит из двух котловин - на севере Азербайджанской, на юге Иранской. На востоке под широким шельфом скрывается погребенное поднятие Година, установленное первоначально по гравимагнитным данным, а теперь подтвержденное сейсмикой. Пологий свод этого поднятия лежит на глубине 8 км и перекрыт горизонтально залегающим кайнозоем. На склонах свода к нему прислонены меловые отложения, а на переходе к глубоководной котловине предполагается разлом. На востоке на склон поднятия Година наложен Западно-Туркменский молассовый прогиб.
Вполне достоверные данные о строении консолидированной коры в пределах глубоководной котловины Южного Каспия пока отсутствуют, но полученные довольно давно данные ГСЗ указывают на океанский или субокеанский тип коры. Разрез осадочного чехла изучен лишь в части его верхней половины, которая относится к плиоцену-квартеру. Мощность одной лишь продуктивной толщи достигает 6,5 км. Судя по выбросам грязевых вулканов, ниже несомненно присутствие глинистых отложений миоцена и оли-гоцена, но исчерпывается ли этим разрез чехла, остается не известным .
Весь осадочный чехол к западу от поднятия Година вовлечен в складчатые деформации, в общем того же брахиантиклинального типа, что и на прилегающей суше. В области северо-западного и западного, азербайджанского шельфа цепочки брахиантиклиналей продолжают в море антиклинальные зоны Апшерона, Кобыстана и Нижнекуринской впадины, постепенно меняя свое северо-западное простирание на северо-се-веро-западное. В центральной части впадины простирание складок становится меридиональным, а в восточной оно как бы приспосабливается к очертаниям поднятия Година, меняясь на северо-восточное в северной половине впадины и юго-восточное - в южной. Складки осложнены глиняными диапирами и грязевыми вулканами; некоторые грязевые вулканы возвышаются в виде островов.
По сейсмическим данным, корни диапиров и вулканов уходят чуть ли не в основание осадочного чехла .
Вопрос о времени и способе образования Южно-Каспийской впадины остается дискуссионным. Достаточно очевидно, что современная вытянутая в меридиональном направлении форма всего Каспийского бассейна приобретена им после начала продвижения Аравийской плиты в направлении края Евразии в позднем миоцене одновременно с образованием Транскавказского поперечного поднятия. К началу плиоцена уже обособилась Южно-Каспийская впадина, приютившая реликт Понтического бассейна. В миоцене и олигоцене впадина, вероятно, служила депоцентром или депоцентрами мощных глинистых осадков. Судя по данным относительно Черноморской впадины, мощность одной лишь майкопской серии может превышать 5 км и около того может приходиться на долю остального миоцена. Несомненно, что корни глиняных диапиров и грязевых вулканов не могут лежать ниже Майкопа, ибо образования низов палеогена, мела и юры в обрамлениях впадины либо карбонатные, либо вулканогенные, либо, наконец, обломочные. Ктомужедоолигоценовые структурные элементы Кавказа продолжаются в направлении Южного Каспия, сохраняя свое субширотное простирание; это касается и Шемахино-Кобыстанского прогиба, и Кахетино-Вандамского поднятия, и Талыша, структуры которого срезаны побережьем Каспия. Поэтому представляется наиболее вероятным заложение Южно-Каспийской глубоководной впадины на рубеже эоцена-олигоцена, когда во всем Кавказском регионе началась значительная структурная перестройка.
Что же касается геодинамических условий образования Южно-Каспийской впадины, то тут могут обсуждаться две версии. По одной из них, эта впадина, подобно Черноморской, может представлять продукт задугового рифтинга и спрединга, связанного с развитием магматической дуги Эльбурса. Магматизм в Эльбурсе проявлялся в мезозое-кайнозое дважды - в апте-сеномане на северном склоне, в очевидной связи с суб-дукцией с юга, и затем в эоцене на южном склоне, шошонитового типа, субдукционное происхождение которого менее очевидно, поскольку несомненная зона субдукции в это время находилась далеко к югу. Эоце-новый вариант лучше согласуется со сказанным выше относительно возраста основания осадочного чехла впадины, но среднемеловой - с событиями в Черном море. Обоим несколько противоречит меридиональная вытянутость глубоководной и «безгранитной» части впадины, но она может быть вторичной.
Другая версия сводится к образованию Южно-Каспийской впадины в результате рифтинга в меридиональном направлении, что частично подтверждается существованием в ограничении впадины разломов этого направления с опущенными крыльями, обращенными в сторону впадины - Западно-Каспийского, Восточно-Каспийского в обрамлении поднятия Година, а также, вероятно, разлома между западным шельфом и центральной котловиной, где происходит довольно резкое изменение простирания складок.
Так или иначе, относительная молодость Южно-Каспийской впадины и ее рифтогенное происхождение несомненны.
Копетдагское складчатое сооружение представляет наиболее восточное звено рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса. Оно протягивается на 650 км от Каспийского побережья до долины р.Тед-жен, совпадающей с Серахским меридиональным разломом, наиболее западным в системе Урало-Омаиско-голинеамента. Северным ограничением Копетдагско-го сооружения служит разлом, отделяющий его от Предкопетдагского молассового прогиба, наложенного на южный край Туранской плиты. Этот разлом сочетает черты надвига и правого сдвига. На юге Копет-дагская система примыкает к Аладаг-Биналудскому восточному сегменту Эльбурской системы. Вместе они образуют Туркмено-Хорасанскую горную систему. Границей между Копетдагом и Ала-даг-Биналудом внутри нее является разлом, выходящий к г.Горган на Каспийком берегу, а восточнее скрывающийся под Мешхедским молассовым межгорным прогибом. По этому разлому Копетдаг местами надвинут на Аладаг-Биналуд.
Копетдаг имеет ширину порядка 200 км на западе, 100 км в средней части и всего 40 км на востоке. Он образует подобие дуги, выпуклой к северу; слагающие его складки имеют на востоке западо-северо-западное простирание и сменяют его на западе, где они погружаются под молассы Западно-Туркменской впадины, на юго-западное и даже меридиональное, образуя восточную половину Южно-Каспийской виргации.
Альпийский Копетдаг является уже вполне эн-сиалическим орогеном, сложенным комплексом юр-ско-нижнепалеогеновых мелководно-морских терри-генио-карбонатных отложений мощностью до 8-10 км, несогласно залегающим на герцинско-раннекиммерий-ском фундаменте - южном продолжении фундамента Туранской плиты. Этот фундамент обнажается на юге Копетдага в Агдарбандском поднятии к востоку от Мешхеда. Здесь выступает терригенный, с прослоями известняков и основных вулканитов и интенсивно деформированный средний и нижний триас, отделенный угловыми несогласиями как от юры, так и от палеозоя, и прорванный интрузиями габбро. Палеозойский комплекс метаморфизован в амфиболитовой фации, включает образования от пермских до девонских, а также элементы офиолитовой ассоциации - радиоляриты, мафиты, ультрамафиты, рассматриваемые, как и офиолиты района Решта по другю сторону Каспия, в качестве реликтов Палеотетиса. Проходящий южнее разлом отделяет не только Копетдаг от системы Эльбурса, но и разделяет два соврешенно различных типа развития палеозоя и триаса и фундамент двух различных возрастов - киммерийско-герицнский на севере, байкальский (панафриканский) на юге. Это дает полное основание считать этот разлом сутурой, вдоль которой в конце триаса произошло столкновение Центрально-Иранской микроплиты с Туранской, или Гон-дваны с Евразией.
Копетдагская система обладает относительно простой структурой, которая оформилась в конце миоцена . Складки здесь умеренно сжатые, прямые, лишь на северной периферии системы обнаруживающие северную вергентность, обычно прослеживающиеся на большие расстояния. Наиболее сложным строением обладает передовая цепь коротких складок, приуроченных к пограничному разлому между Копет-дагом и Предкопетдагским прогибом. Вдоль этого разлома наблюдаются взбросо-надвиговые и правосдви-говые смещения. Под острым углом от передовой цепи и краевого разлома к западу и юго-западу отходят другие складки, погружающиеся в том же направлении. Все складки Копетдага, за исключением самой южной и наиболее приподнятой полосы, рассечены диагональными правыми сдвигами северо-северо-западного простирания; подчиненную роль играют левые сдвиги северо-восточного направления.
Предкопетдагский прогиб имеет небольшую ширину, 40-50 км, но глубину по фундаменту до 8-10 км, главным образом за счет аналогов юрско-палеогено-вого комплекса Копетдага, так как мощность моласс в нем не превышает 2,5 км . Нижняя - тонкая и морская моласса, имеет верхнеолигоцен-миоценовый возраст, а верхняя, более грубая и в основном континентальная - плиоцен-четвертичный; их разделяет несогласие.
К западу от западного замыкания Предкопетдагс-кого прогиба расположено своеобразное широтное поднятие Большого Балхана, выраженное в рельефе возвышенностью с максимальной отметкой 1880 м, длиной до 100 км, шириной до 50 км. В ядре поднятия выыступает терригенная средняя юра, среди которой появляются тектонические чешуи гранитов и туфов кварцевых порфиров, принадлежащие, очевидно, уже фундаменту, который, по геофизическим данным, залегает на глубине всего 1,5 км. Средняя терригенная и карбонатная верхняя юра смяты в умеренно сжатые складки, а выше резко несогласно располагается толща мела и палеогена, в основном и формирующая ме-гантиклиналь Большого Балхана с пологим южным и крутым, даже опрокинутым северным крылом. Поднятие Большого Балхана началось в олигоцене, сопровождаясь образованием прогибов к северу и к югу от него; последний отделяет Б.Балхан от погружения Копетдага.
Большой Кавказ -самое крупное и сложное сооружение рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайско-го пояса . Он протягивается практически прямолинейно в западо-северо-западном направлении на 1300 км от Черного до Каспийского моря при ширине порядка 100-150 км. С севера, со стороны Скифской платформы, Большой Кавказ сопровождается прерывистой полосой молассовых прогибов - Западно-Кубанским (Индоло-Кубанским, см.выше), Восточно-Кубанским, Терско-Каспийским, Кусаро-Дивичинским (последний может рассматриваться и как пери-клинальный). В промежутке между Восточно-Кубанским и Терско-Каспийским прогибами Большой Кавказ непосредственно граничит с молодой платформой. На юге его окаймляют и отделяют от структур Малого Кавказа и ТалышаРионский и Куринский межгорные молассовые прогибы. На юго-восточном погружении Большого Кавказа обособляется Апшероно-Кобы-станский периклинальный прогиб, вместе с Куринским открывающийся в Южно-Каспийскую впадину.
Строение Большого Кавказа отличается асимметрией и сегментированностью. В нем участвуют несколько структурных комплексов - байкальский, герцин-ский, раннекиммерийский и альпийский, включающие образования от верхнепротерозойских до нижнепалеогеновых, а на погружениях и до плиоценовых. Наиболее полно эти комплексы обнажены в Центральном Кавказе.
В поперечном сечении Центрального Кавказа выделяется четыре главных зоны (рис.11-24). Зона Северного склона представляет пологую моноклиналь, сложенную шельфовымитерригенно-карбонатными отложениями верхней юры-нижнего палеогена, наиболее эрозионно устойчивые члены разреза которых - верхнемеловые и верхнеюрские карбонаты слагаюткуэсты Пастбищного и Скалистого хребтов. На севере эта моноклиналь через пологий прогиб, выполненный майкопскими глинами, сопрягается со Ставропольским сводом Скифской платформы. На юге из под трансгрессивно залегающего мела или верхней юры обнажаются породы палеозоя и верхнего протерозоя. Наиболее древними являются кристаллические сланцы с К-Аг возрастом 870 млн лет и зеленые сланцы с верхнери-фейскими акритархами (возраст тех и других нуждается в уточнении), несогласно перекрытые практически не метаморфизованными ордовикско-нижнеси-лурийскими аркозовыми песчаниками с валунами среднекембрийских известняков в основании и верхнесилурийскими аргиллитами с прослоями известняков. Эти полого залегающие образования тектонически перекрыты серпентинизированными и покрытыми мезозойской корой выветривания ультрамафитами, шарьированными с юга (см. ниже). Все это прорвано верхнепалеозойскими красными гранитами. К западу и востоку от оси поперечного поднятия, идущего на юг от Ставропольского свода, между подошвой мела и палеозоем вклиниваются известняки, доломиты и гипсы мальма и песчано-глинистые отложения доггера и лейаса. В бассейне Кубани средний лейас угленосный и вмещает пластовые интрузии долеритов, а в верхах лейаса наблюдаются покровы и дайки андезитов и трахиандезитов.
В пределах же Северокавказской моноклинали на отмеченном поперечном перегибе в районе Минеральных Вод выступает группа позднемиоценовых-раннеп-лиоценовых магматических диапиров и лакколитов гранит- и граносиенит-порфиров, выраженных в рельефе горами-одиночками. Восточнее, в бассейнах Бак-сана и Чегема распространены позднеплиоценовые покровы кислых лав, включая игнимбриты. Эти извержения были приурочены к флексурно-разломной зоне, севернее определяющей восточное замыкание Тарско-Каспийского молассового прогиба. Аналогичная зона проходит и вдоль западного ограничения Северокавказской моноклинали, на ее границе с Восточно-Кубанским прогибом.
Горный Крым представляет следующее к востоку звено рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайско-го пояса. Он не соединяется непосредственно с Северной Добруджей - структуры первой обрываются континентальным склоном Черноморской впадины, структуры второго прослеживаются под водой лишь на 50 км к западу от полуострова. Добруджу и Крым, очевидно, разделяют ветви линеамента Тейсейра-Торик-виста, пересекающие Черное море - Западно-Черноморский меридиональный и Центрально-Черноморский северо-западного простирания разломы.
Северным ограничением структуры Горного Крыма, отделяющим ее от Скифской платформы, служит Симферопольский разлом, к которому приурочены Лозовская зона дислокаций и впечатляющий осадочный меланж. Сам разлом полого наклонен к северу. В меланже присутствуют обломки пород самого различного происхождения, включая не известные по обнажениям и данным бурения в Крыму известняки карбона и перми и, вероятно, фрагменты офиолитовой ассоциации (базальты, радиоляриты). Наиболее молодые образования относятся к нижнему мелу.
Новейшее поднятие Горного Крыма, достигающее отметок 1500 м, имеет протяженность в пределах суши 150 км и ширину 60 км. В западной части оно характеризуется северо-восточным простиранием, постепенно изменяя его на востоке на западо-юго-западноеное. Южное крыло Крымского орогена опущено под воды Черного моря в пределы подводной окраины полуострова. На востоке Горно-Крымское сооружение ограничивается системой меридиональных сбросо-сдвигов, проходящей западнее Феодосии и отделяющей его от Керченско-Таманского поперечного прогиба.
В основании обнаженного разреза Крымского орогена залегает мощная толща темного песчано-гли-нистого тонкоритмичного флиша, известная как таврическая серия. Возраст этой серии по редким фау-нистическим остаткам обычно трактуется как верхне-(или средне)триасовый-нижнеюрский (или ааленский), но есть мнение о ее более молодом возрасте. Мелководным аналогом таврической серии считается эски-ордынская обломочная свита; обе они входят в состав единого структурного комплекса, интенсивно смятого в мелкие складки южной вергентности. Существуют серьезные основания полагать, что данный комплекс образует тектонический покров, из-под которого на севере обнажаются нижнемеловые глины, а по геофизическим данным на глубине 4-6 км его тектонически подстилает домезозойский фундамент. Среди отложений комплекса распространены глыбы известняков карбона, перми и триаса, которые рассматриваются либо как олистолиты, либо как тектонические оттор-женцы автохтона в подошве покрова. В состав комплекса некоторые исследователи включают еще остро-водужную вулканогенную толщу известково-щелочно-го состава байоса-келловея.
Другой литолого-стратиграфический и тектонический комплекс имеет оксфорд-берриасовый возраст и его наиболее примечательным элементом являются верхнеюрские рифогенные известняки, которые и слагают высокое плато Крымской Яйлы. В южном направлении известняки замещаются конгломератами с галькой экзотических для Крыма пород, в том числе гранитов, а в юго-восточном направлении - флишем. В западной части Яйлы данный комплекс лежит в общем полого и внешне спокойно, а восточнее представляется смятым в относительно простые складки. В настоящее время выяснено, что весь этот комплекс залегает аллохтонно, подстилаясь то нижнемеловыми глинами, то таврической серией, и обладает достаточно сложным внутренним тектоническим строением .
Происхождение и время становления покровных комплексов Горного Крыма-Таврического и Яйлин-ского, могут быть различными. Таврический покров с его интенсивными внутренними деформациями несомненно образовался в условиях горизонтального сжатия, очевидно в процессе коллизии расположенного на юге микроконтинента или островной дуги с южным краем Евразии, представленным Скифской платформой. Яйлинский покров мог образоваться в условиях не сжатия, а растяжения, с образованием на краю северного шельфа листрических сбросов и сползанием пластин известняков в расположенный южнее глубоководный бассейн. По другим представлениям (В.В.Юдин), этот покров имеет первично гравитационное происхождение и состоит фактически из олистоплак, сползших в конце раннего мела с расположенного южнее поднятия, служившего и источником верхнеюрских конгломератов.
Так или иначе, процессы покровообразования в Крыму закончились к позднему альбу - сеноману, и возникшая здесь структура была в позднем мелу - раннем палеогене перекрыта водами эпиконтинентально-го моря с накоплением шельфовой карбонатной формации, ныне залегающей полого моноклинально на северном склоне Крымских гор.
Более молодые, чем эоцен, морские отложения в Горном Крыму отсутствуют, но они появляются к востоку от Феодосийской зоны поперечных разломов, на Керченском полуострове, и на подводной окраине Крыма. Это, прежде всего, мощная глинистая майкопская серия олигоцена - низов миоцена и более мелководные отложения остального неогена. Майкопские глины выступают здесь в ядрах диапировых складок, линейно вытянутых в восточно-северо-восточном направлении. Этот структурный стиль характеризует не только Керченский полуостров и юго-восточную подводную окраину Горного Крыма, но продолжается отсюда через Керченский пролив на Таманский полуостров и подводную окраину северо-западного погружения Большого Кавказа, т.е. свойствен всему поперечному прогибу между Крымом и Кавказом. Складки осложнены надвигами, вдоль которых и происходит внедрение майкопских глин, а также грязевыми вулканами, наиболее крупными на Таманском полуострове.
На севере Керченско-Таманская зона молодой складчатости окаймляется выполненным неогеновой молассой Индоло-Кубанским прогибом, продолжающимся на востоке вдоль северо-западного сегмента Большого Кавказа.
Между тем вдоль южного берега и подводной окраины Крыма в плиоцене- квартере продолжались деформации сжатия и происходило образование мощных олистостром - Массандровской на берегу и недавно обнаруженной на подводном склоне между Севастополем и Ялтой.
Эта побочная ветвь Альпийско-Гималайского пояса зарождается на западе в Северной Добрудже, с некоторым перерывом продолжается в Горном Крыму и далее в Большом Кавказе и через Апшеронский порог между Средним и Южным Каспием протягивается в
Копетдаг, достигая в конечном счете Бадхыза на крайнем юге Туркмении, где обрезается системой меридиональных разломов так называемого Урало-Оманского линеамента . Ветвь имеет западо-се-веро-западное простирание и протяженность порядка 2200 км. На востоке она сближается и, по существу, сливается с предыдущей ветвью в Туркмено-Хорасанских горах. На севере ее ограничением служит молодая Скифская, в Закаспии - Туран-ская платформа, от которой она отделяется прерывистой цепочкой передовых прогибов. На юге эта ветвь граничит с Мёзийской плитой, Черноморской глубоководной впадиной, Рионским и Куринским молассо-выми прогибами, Южно-Каспийской впадиной и Западно-Туркменским молассовым прогибом.
Данная ветвь альпийского пояса обладает определенными особенностями. Она простирается практически прямолинейно, целиком наложена на герцинское складчатое основание, отличается полным отсутствием сколько-нибудь типичных постгерцинских офиоли-тов, что уже само по себе свидетельствует об ограниченном масштабе деструкции континентальной коры в начале альпийского (киммерийско-альпийского) этапа развития. С этим согласуется почти полное отсутствие регионального метаморфизма мезозойско-кайнозойского комплекса, крайне небольшое и неповсеместное распространение постгерцинских гранитои-дов, проявление позднекайнозойского вулканизма лишь на Большом Кавказе. Надвиги и шарьяжи, хотя и свойственны всем горным сооружениям данной ветви альпийского пояса, не превосходят по амплитуде десятков километров, что указывает и на сравнительно небольшой размер горизонтального сжатия. Сравнивая её с более южной ветвью пояса, описанной в разделе 11.1, можно отметить наибольшее сходство с двумя крайними звеньями этой ветви - Пиренеями и Эльбурсом.
Складчато-покровное горное сооружение Эльбурса составляет наиболее юго-восточное звено рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса. Оно протягивается в виде полого выпуклой к югу дуги от р.Аракс, вдоль которой по поперечному разлому граничит с Малым Кавказом, до другой зоны поперечных разломов, следующей вдоль ирано-афганской границы и составляющей элемент так называемого Урало-Оманского линеамента. Длина системы, в таком понимании, составляет около 2000 км, а ширина достигает 200 км. Высшей точкой горной системы является молодой вулкан Демавенд (5604 м).
В своей центральной части система Эльбурса непосредственно граничит с Южно-Каспийской впадиной; на северо-западе к ней примыкает своеобразная зона Азербайджанского Талыша, рассматриваемая ниже в этом же разделе, а на северо-востоке данная система, представленная здесь хребтом Биналуд, граничит с Копетдагской системой , на нее надвинутой. На юго-западе Эльбурс отделяется тектоническим швом от магматического пояса Урмия-Дохтар, наложенного восточнее на южный край Центрально-Иранского срединного массива (микроконтинента), описываемого ниже в разделе 11.4.5, а к востоку от г. Семнана - непосредственно с этим массивом по тектоническому шву с элементами правого сдвига. На крайнем востоке, в районе Сабзевара, непосредственно к югу от шва появляются меловые офиолиты.
Основная чвсть системы Эльбурса сложена двумя комплексами, разделенными несогласием на границе триаса и юры, отвечающим раннекиммерийской эпохе орогенеза. Нижний комплекс венд-триасового возраста по характеру отложений - шельфовых карбоната о-терригенных в низах (V-0,) и в основном карбонатных в верхах (D2-T), вполне сходен с чехлом Центрально-Иранского массива (см. раздел 11.4.5). Существенным отличием служит, однако, мощное проявление основного магматизма в среднем ордовике-раннем девоне, интерпретируемого как рифтовый. Можно высказать предположение, что этот рифтинг был связан с раскалыванием пассивной окраины Гондва-ны при заложении Палеотетиса. Второй комплекс включает юрские и меловые отложения. В их основании залегает мощная паралическая угленосная формация молассового типа, отражающая проявление ран-некиммерийского орогенеза в основном к северу от будущего Эльбурса. Она постепенно сменяется снова шельфовыми, преимущественно карбонатными образованиями. В этой толще в низах мела появляются гру-бообломочные породы, отражающие проявление на периферии орогена позднекиммерийских поднятий. Третий комплекс, принимающий участие в строении Эльбурса- магматический кайнозойский, простирающийся вдоль южного склона западной половины системы. Начало образования этой магматической дуги относится к самому концу мела- палеоцену. Петрохи-мические особенности свидетельствуют об энсиаличе-ской природе этой дуги, приуроченной к западному и юго-западному краю Эльбурской системы. Вулканизм здесь продолжался до четвертичного времени, причем
в неогене в основном на западе, в Иранском Азербайджане, а в центральном Эльбурсе возник одинокий вулкан Демавенд.
В крайней северо-западной части системы, в районе г. Решта обнажается метаморфический комплекс, включающий фрагменты офиолитовой ассоциации в своей нижней части, из которой получены девонские радиометрические датировки. Предполагается, что эти метаморфиты находятся в аллохтонном залегании и происходят из более северной по отношению к Эльбурсу зоны. Сходные образования выступают в северном обрамлении Эльбурса в районе Горгана на восточном побережье Каспийского моря и далее в районе Мешхеда, вдоль шва между Эльбурсом (Биналудом) и Копет-дагом.
Тектоническое строение Эльбурса трактуется в настоящее время как южно-вергентное антиформное сооружение, состоящее из нагромождения дуплексных покровов и чешуи, осложненное на заключительной стадии развития образованием пологих центробежных нормальных сбросов растяжения и гравитационного расползания (рис.11-18). По всей вероятности, весь этот покровно-складчатый комплекс сорван со своего до-кембрийского, позднепротерозойского по аналогии с Центральным Ираном фундамента.
Начало образования Эльбурского орогена, судя по первому появлению грубообломочных отложений молассового типа, относится еще к палеоцену, т.е. к ла-рамийской эпохе, но основные деформации имеют значительно более молодой, в основном плиоценово-чет-вертичный возраст и на периферии орогена затрагивают даже четвертичные отложения.
Кайнозойским деформациям предшествовали, в основном на севере, раннекиммерийские, связанные с коллизией Эльбурской микроплиты - отторженца Гондваны с южным краем Евразии, наращенным по-зднегерцинским тектогенезом. А сами кайнозойские деформации обязаны были вначале коллизии Эльбурса, примкнувшего в конце триаса - начале юры к Евразии, с Центральным Ираном, а затем, начиная с конца миоцена, с эффектом продвижения к северу Аравийской плиты и ее воздействием на Центрально-Иранскую.
На северо-западе к Эльбурсу примыкает небольшое и своеобразное складчато-надвиговое сооружение Талыша, обладающее, в отличие от Эльбурса, севе-ро-вергентным строением. Главную роль в его сложении играет мощная толща средне- и верхнеэоцено-вых субщелочных и щелочных вулканитов андезито-базальтового состава с подчиненными небольшими гипабиссальными мафит-ультрамафитовыми щелочными интрузиями. Эту толщу подстилают палеоцен-нижнеэоценовый туфогенный флиш и верхнемеловые известняки. Эоценовые вулканиты на северо-западе и северо-востоке погружаются под олигоцен-миоценовые молассы, собранные в складки, надвинутые в направлении Нижнекуринской впадины. На западе Талыш-ское сооружение, изменяя северо-западное простирание на широтное, уходит под наложенный Нижнеарак-синский плиоценовый прогиб, а на востоке срезается берегом Каспийского моря.
Строение Талыша обнаруживает определенное сходство со строением Аджаро-Триалет, но данные бурения в Куринской впадине показывают, что никакой связи между ними не существует.
Южные зоны этой части Закавказья, относящиеся к Малому Кавказу, представляют прямое восточное продолжение Восточных Понтид. Их общим южным ограничением служит позднепалеозойско-мезозойский офиолитовый пояс, который от турецкого Эрзинджа-на продолжается в пределы Армении и Азербайджана, находя свое окончанеие в Северо-Западном Иране . При этом в западной половине Закавказья общая структураная зональность сохраняет широтное простирание, а в восточной половине сменяет его на юго-восточное, в целом вырисовывая выпуклую к северу (северо-северо-востоку) дугу, повторяющую очертания северного выступа Аравийской плиты, игравшей с позднего миоцена роль индентора, внедрившегося в южное обрамление Евразийской плиты.
Южная зона Восточных Понтид находит свое продолжение в Сомкито-Карабахской зоне Малого Кавказа (хребты Мровдагский и Карабахский на востоке). Здесь также имеются выходы доверхнепалеозой-ского метаморфического комплекса, частично перекрытые маломощными континентальными и мелководно-морскими отложениями карбона и лейаса, и широко развита мощная вулканогенная островодуж-ная толща байоса-бата, погружающаяся на северо-востоке под мелководно-морские туфогенно-обломочные образования келловея, надстраиваемые мощными рифогенными карбонатами Оксфорда, за которыми следуют вулканиты кимериджа, снова острово-дужные, ититонскиегипсы. Низам мела здесь обычно отвечает перерыв, а апту-сеноману мелководно-морские осадки небольшой мощности. В этой зоне известны гранитоидиые интрузии конца юры - начала мела.
Более северная зона Малого Кавказа, на востоке охватывающая его северо-восточные склоны, соответствует уже продолжению позднемеловой магматической дуги. Однако здесь активная магматическая деятельность проявилась лишь в раннем сеноне, в то время как турон и верхний сенон представлены весьма однообразной пелагической карбонатной толщей. Далее в северо-восточном направлении мел погружается под палеоген.
На западе палеоген получил мощное развитие в Аджаро-Триалетской складчатой системе, протягивающейся от Черноморского побережья до района Тбилиси, где она погружается под молассы Куринской межгорной впадины (см. ниже). В этой системе альб-нижнесенонские известково-щелочные вулканиты, принадлежащие, очевидно, к продолжению Восточных Понтид, перекрываются верхнесенонскими известняками, а последние - палеоцен-нижнеэоценовым туфоген-ным флишем и затем мощной толщей субщелочных и щелочных вулканитов среднего-позднего эоцена. Весь этот комплекс был деформирован в крупные складки и прорван небольшими плутонами сиенито-диорито-вого состава в конце эоцена, образовав умеренно складчатую зону, надвинутую на севере на молассы Рион-ского и Куринского межгорных прогибов и, с меньшей амплитудой, к югу на небольшую олигоцен-миоцено-вую Ахалцихскую впадину.
Северная часть Закавказья, расположенная к северу от Аджаро-Триалет и собственно Малого Кавказа, на значительном пространстве занята двумя межгорными молассовыми прогибами - Рионским на западе и более обширным Куринским на востоке; первый открывается в Восточно-Черноморскую впадину, второй - в Южно-Каспийскую впадину. Домолассовый фундамент обнажается на поверхности в Западной Грузии («Грузинская глыба»); наиболее полно он вскрыт в небольшом Дзирульском массиве. Здесь самым древним является комплекс гнейсов, мигматитов, кристаллических сланцев, вмещающих плутоны габбро и кварцевых диоритов, датированных ~6QQ млн лет, т.е. вендом. К этому комплексу относятся, вероятно, и известные здесь метаофиолиты. Выше в аллохтонном залегании находятся филлиты нижне-среднепалеозойского (до девона включительно) возраста. Все эти образования несогласно перекрыты континентальным и мелководно-морским обломочно-карбоиатным и туфогенным нижним и средним карбоном и прорваны телами по-зднепалеозойскоих гранитоидов. Чехол массива начинается маломощными карбонатно-обломочными отложениями триаса, лейаса-аалена, а выше следует мощная серия островодужных вулканитов (так называемая порфиритовая серия) байоса, имеющая широкое распространение по всей «Грузинской глыбе», достигая мощности 3 км, а также далее к востоку, в Азербайджане (см. ниже). В Грузии она перекрывается лимническим угленосным батом, к которому здесь относится и внедрение небольших интрузий гранитоидов. Выше следуют верхнеюрские лагунные красноцветы и эвапориты с покровами щелочных базальтов. По северной периферии Грузинской глыбы, в зоне, пограничной с Большим Кавказом, появляются морские отложения - терригенный келловей и карбонатная верхняя юра. Карбонаты мальма слагают барьерный риф, который прослеживается почти вдоль всего южного склона Большого Кавказа.
Нижний мел залегает на Грузинской глыбе трансгрессивно и представлен ургонскими известняками и глинисто-мергельным аптом-альбом. Верхний мел начинается мелководным обломочным сеноманом - нижним туроном и продолжается карбонатным верхним туроном-сеноном; последний широко распространен по всему Северному Закавказью и Малому Кавказу. Разрез чехла Грузинской глыбы завершает в основном мергельный нижний палеоген, также развитый в этом виде далее к востоку вдоль северной периферии Малого Кавказа, и, наконец, марганценосный мелководный олигоцен Чиатуры.
Деформирован чехол Грузинской глыбы довольно слабо и лишь ее северная периферия втянута в интенсивные дислокации Большого Кавказа. Эта зона отделена крупным разломом от основной части глыбы.
Домолассовые образования вскрыты бурением в восточной части Куринской впадины, на погребенном пологом Кюрдамир-Саатлинском поднятии, первоначально выявленном по крупному гравитационному максимуму. Здесь Саатлинской сверхглубокой скважиной до глубиный 8,324 м вскрыт разрез начиная со средней юры, которая, как и верхняя юра, нижний и низы верхнего мела, сложена вулканитами, образующими толщу мощностью более 5 км. Толща эта в общем имеет явно островодужную природу с преобладанием базальтов и андезитов, за исключением верхнемеловой части, где вулканиты отличаются повышенной щелочностью, вплоть до трахитов, что характерно и для смежной юго-восточной части Малого Кавказа, и для Грузинской глыбы и, вероятно, свидетельствует о внутри-дуговом рифтинге. Вулканиты перекрываются, как и повсеместно, карбонатным верхним сеноном и мергельным нижним палеогеном. Все эти образования сложены в крупные пологие складки северо-западного простирания.
Структуры северной части Малого Кавказа и до-молассового фундамента Куринской впадины обрываются на юго-востоке разломом - правым сдвигом, следующим вдоль нижнего течения р.Аракс в северо-восточном направлении. Этот разлом отделяет Малый Кавказ от складчатой зоны Талышских гор, образующих уже северо-западное окончание системы Эльбурса, рассматриваемой в следующем параграфе.
К югу от Дуная Карпаты подставляются Балкани-дами, занимающими восточную часть Балканского п-ова и простирающимися сначала, на севере, в юго-юго-восточном, а затем в почти широтном направлении, срезаясь в конечном счете берегом Черного моря . Таким образом Южные Карпаты и Балканиды образуют огромную дугу, выпуклую к западу. В эту дугу вписана Мёзийская платформа с докембрий-ским фундаментом,являющаяся общим форландом для Южных Карпат и Северных Балканид.
Мёзийская платформа отделена на северо-востоке глубинным разломом Печеняга-Камена от узкого па-леозойско-мезозойского орогена Северной Добруджи, вклинивающегося между Скифской и Мёзийской платформами. Разлом этот входит в систему линеамента Тейсейра-Торнквиста .
Фундамент Мёзийской платформы выступает на поверхность в Центральной Добрудже и вскрыт бурением в Южной Добрудже. Он включает нижнепротерозойские с участием железистых кварцитов и средне-протерозойские метаморфиты амфиболитовой фации и верхнепротерозойские. Непосредственно вдоль южного края Мёзийской платформы простирается северная мегазона Балканид , которой отвечает горный хребет Старой Плешины, поднимающийся до 2376 м. В осевой зоне Старой Планины на поверхность выступает сложно смятый доверхнепалеозойский комплекс, начинающийся неопротерозойской офиолитовой ассоциацией, включающий островодужную серию кембрийского возраста, чернослаицевую формацию ордовика-силура, флишоидиую вулканогенно-обломочную верхнего девона. Выше несогласно залегает верхнепалеозойская моласса, угленосная в карбоне, вулканическая и крас-ноцветная грубообломочная в перми. К позднему палеозою относится и внедрение массивов гранитоидов. Мезозойский чехол слагает крылья осевого поднятия. Он представлен шельфовыми, в основном карбонатными отложениями, сходными с таковыми смежной Мёзийской плиты, но отличающимися большей мощностью, присутствием флиша в верхах юры - низах мела и заметной дислоцированностью (складки и надвиги северной вергентности). Эти особенности, а также повышенный рельеф позволили выделить переходную к Мёзийской плите Предбалканскую зону. На востоке между ней и Старой Планиной обособляется узкий Нижнекамчийский прогиб типа передового, выполненный кайнозойской молассой. В этой же восточной части мегазоны во фронтальной части хребта выделяется своеобразная Котелская зона, сложенная сланцевой толщей нижней-средней юры, вмещающей олистоли-ты и олистоплаки триасовых карбонатов. Эта зона по своему характеру настолько чужда мезозою Старой Планины, что весьма правдоподобным представляется предположение, что она является останцом шарья-жа, происходящего из значительно более южной области Балканид. Шарьирование должно было произойти в австрийскую эпоху, так как с юга резко несогласно на образованиях Котелской зоны и на палеозое залегает флишевая формация верхнего мела- нижнего палеогена. С приближением к берегу Черного моря этот Лудокамчийский флиш перекрывает всю погружающуюся в этом направлении структуру Старой Планины. Он был деформирован в позднем эоцене; одновременно флиш сменяется молассой.
Карпаты отделены от Альп наложенным поперечным прогибом Венского бассейна, но в его основании альпийские покровы непрерывно продолжаются в Карпаты. Карпатская покровно-складчатая система образует огромную, протяженностью в 1500 км выпуклую к востоку дугу, обоими концами упирающуюся в Дунай - западным у Братиславы, юго-западным у Железных Ворот. Совершенно естественно, что при такой протяженности Карпаты разделяются на сегменты - Западный, Восточный и Южный, довольно существенно отличающиеся по своему строению, но вместе с тем выдерживающие общую поперечную зональность. Эта зональность выражается в повсеместном присутствии трех главных зон (мегазон) - передового прогиба, Внешней, флишевой зоны и Внутренней зоны, которую в Румынии именуют кристаллически-мезозойской, поскольку в ней широко выступает на поверхность доальпийский кристаллический фундамент, а его чехол составляют в основном мезозойские образования.
Предкарпатский прогиб своим внешним краем наложен на различные структурные элементы доальпий-ской Европы - от Богемского массива на северо-западе до Восточно-Европейского кратона на востоке и Мёзийской плиты на юге. Он развивался начиная со среднего миоцена и вплоть до позднего миоцена- плейстоцена на юго-востоке и юге. Его молассовое выполнение включает среднемиоценовые эвапориты и достигает наибольшей мощности - до 10 км, на повороте от Восточных к Южным Карпатам. Внутреннее крыло прогиба участвует в покровной структуре Карпат и само частично перекрыто флишевыми покровами, а в центральной части прогиба на юго-востоке развиты диапировые складки с ядрами из миоценовых эвапо-ритов.
Флишевая Внешняя мегазона Карпат резко расширяется по сравнению со своим восточно-альпийским продолжением - зоной Рейнско-Дунайского флиша, в свою очередь возникшей на продолжении Валисского трога Западных Альп. Она сложена мощной толщей мел-палеогенового флиша, которая завершается на уровне олигоцена - нижнего миоцена во внутренней части зоны переходными к молассам песчаными образованиями, а во внешней - черносланцевой, эвксин-ского типа мелилитовой формацией. Мегазона представляет собой огромную аккреционную призму - пакет покровов чехла с амплитудой перемещения к северу в десятки километров. Этот пакет залегает на погруженном краю Евразийской плиты, который уходит под него на значительное расстояние . Пакет флишевых покровов сформировался в основном к началу среднего миоцена, но в его тыльной части перемещения начались несколько раньше. Строение покровного комплекса с выделением отдельных пластин несколько различается в разных сегментах Карпат, откуда и их различная номенклатура, но эти различия в общем не носят принципиального характера.
В Западных и в северной части Восточных Карпат в пограничной полосе между Внешней и Внутренней мегазонами выделяется крайне своеобразная и играющая весьма важную роль в строении и особенно эволюции орогенаПъенинская Утесовая (клипповая) зона. Ее протяженность только в Западных Карпатах составляет более 500 км, а ширина - всего до 15 км. Эта уникальная в своем роде зона представляет макромеланж, в котором хаотически перемешаны юрские и нижнемеловые преимущественно карбонатные образования, мелководные и пелагические. Именно биогенные известняки образуют утесы (клиппы), создающие неповторимый рельеф данной зоны, а мергели среднего и верхнего мела составляют «оболочку» этих утесов. Но самым примечательным является развитие вдоль южного края зоны альб-сенонских конгломератов, содержащих весьма разнообразную «экзотическую» гальку, в том числе триасовых известняков, юрско-нижнемеловых вулканитов, меловых (?) гранитов, а главное, обломки офиолитов и глаукофановых сланцев позднеюрского возраста в баррем-аптских «ургонских» известняках. С альбом совпадает начало деформаций зоны, связанных со столкновением Внутренних Карпат с краем Евразийской плиты. За этим последовал срыв пьенинского комплекса с триасово-палеозойского фундамента с образованием покровов в кампане и поглощение в процессе субдукции Кордильеры - источника сноса экзотических конгломератов в позднем сеноне, и новые деформации в ларамийскую эпоху. В савскую (олигоцен/миоцен) и штирийскую (ранний/средний миоцен) фазы Утесовая зона испытала повторные деформации уже совместно с Внешней, флишевой мегазоной.
Таким образом, исключительно сложная структура Пьенинской Утесовой зоны обязана ее многофазной деформации. Она продолжается с некоторым перерывом в северную часть Восточных Карпат, исчезая под наложенной миоценовой Трансильванской впадиной (см. ниже).
В Западных Карпатах в составе Внутренней ме-газоны традиционно выделяется три основные комплекса, по современным представлениям, разделенных сутурами: Татриды, Вепориды, Гемериды. Каждый из этих комплексов, надвинутых одни на другие в северном направлении, состоит из кристаллических ядер преимущественно палеозойского возраста, с возможным участием верхнего протерозоя, из автохтонной верхнепалеозойской, но в основном мезозойской шель-фовой оболочки, и аллохтона, надвинутого с юга и
состоящего из нескольких покровных пластин. В структуре кристаллических ядер установлено развитие гер-цинских шарьяжей и широко представлены гранито-гнейсовые купола с ядрами из ранне- и позднекарбо-новых гранитоидов.
В мегазоне здесь различается три главных покровных единицы; снизу вверх это Крижнянская, Хочская и Стражовская. Сложены они в основном мезозоем,преимущественно триасом, как мелководным, так и глубоководным, до сеномана включительно. Криж-нянский покров сорван по основанию триаса, Хочский - по подошве верхнего палеозоя. «Родина» Крижнян-ского покрова - сутура между Татридами и Вепори-дами, Хочского и Стражовского покровов - между Вепоридами и Гемеридами. Аналоги Стражовского покрова надвинуты к югу на Гемериды.
Гемерский комплекс отличается от татро-вепор-ского более слабым герцинским и более интенсивным альпийским метаморфизмом; присутствием морского верхнего палеозоя и, главное, развитием в южной части, в зоне Мелиата, раннемезозойских офиолитов. В палеозойском метаморфическом комплексе различаются две серии - кембро(?)-нижнедевонская первично-флишевая с участием кислых вулканитов и девонская филлитовая с основными вулканитами, предположительно намечающими сутуру Палеотетиса. Мезозойские офиолиты зоны Мелиата имеют среди етриасовый-позднеюрский возраст.
В северо-западной части Восточных Карпат, относящейся к Восточной Словакии и Украине и отделенной от Западных Карпат поперечным разломом вдоль долины р. Горнад, Внутренняя мегазона в большей своей части перекрыта наложенным неогеновым Закарпатским молассовым прогибом и неогеновыми же вулканитами. Вдоль северного края этого прогиба прослеживается продолжение Пьенинской Утесовой зоны, которая после некоторого перерыва появляется вновь в Румынском Марамуреше, к северу от Трансильванской впадины. Но еще севернее в Украинских Карпатах параллельно Пьенинской протягивается другая уте-совая зона - Мармарошская, столь же сложного, оли-стостромово-меланжевого строения, с присутствием элементов позднеюрской (?) офиолитовой ассоциации. Восточнее, в районе украино-румынской границы, эта зона образует северо-восточное обрамление основного верхнедокембрийско-палеозойского метаморфического комплекса Восточных Карпат, слагающих вместе со своей слабо метаморфизованной верхнепалео-зойско-мезозойской оболочкой тектонические покровы, перемещенные в северо-восточном направлении. Эти покровы, по крайней мере их нижняя, буковин-ская часть, выступают в промежутке между двумя Утесовыми зонами, Пьенинской и Мармарошской, и тем самым занимают более внешнее, более приближенное к Евразийской плите положение, хотя и обнаруживают в своем составе сходство сТатро-Вепоридами. Между тем продолжение Мармарошской зоны, вернее, связанных с ней флишевых образований титон-неокома прослеживается далее к югу и юго-западу вдоль Восточных и Южных Карпат вплоть до Железных Ворот на Дунае. Здесь этой зоне отвечает Северинский покров, в котором известны юрские офиолиты.
В тылу Гетского и Супрагетского покровов в юго-западной Румынии в широтном направлении протягивается Мурешская офиолитовая зона, северо-восточнее скрывающаяся под неогеном Трансильванской впадины, где она предположительно соединяется с марамурешским продолжением Пьенинской Утесовой зоны Северных Карпат. На северо-западе Мурешская зона граничит с выступом позднедокембрийско-палео-зойского метаморфического комплекса гор Апусени и его оболочки, который рассматривается как юго-восточное продолжение того же сиалического блока, к которому принадлежат Татро-Вепориды.
Офиолиты Мурешской зоны и ее северного продолжения имеют среднетриасово-позднеюрский возраст. Их образование сменилось накоплением флиша, а затем деформациями начиная с апта-альба и кончая концом мела. В итоге выполнение бассейна оказалось ша-рьированным на севере (это так называемые трансильванские покровы) на кристаллическое ядро Восточных Карпат, а на юге - на Апусениды к северу и Южные Карпаты - к юго-востоку. В конце мела - раннем палеогене в Банате на фоне заканчивавшейся субдукции океанской коры проявился известково-щелочной магматизм. Возникла магматическая дуга, протягивающаяся отсюда далеко к югу и юго-востоку в Балканиды, Понтиды северной Анатолии, Закавказье и Северный Иран