Акватория Берингова моря занимает самую северную часть Тихого океана, отгороженную от основной, открытой части последнего Командорско-Алеутской дугой, возникшей в начале кайнозоя. От Северного Ледовитого океана она отделена порогом Берингова пролива, соединяющим Чукотский и Сьюардский древние массивы и затопленным морем лишь в очень недавнее геологическое время. Со стороны Камчатки и южной Корякии глубоководная часть Берингова моря окаймляется лишь весьма узким шельфом, в то время как вдоль Чукотки и Аляски шельф занимает значительную площадь, что позволило назвать его «плитой Дежнёва». Этот шельф покрыт мощным, местами более 10 км, осадочным чехлом, утоняющимся на поднятиях, отвечающих погружениям антиклинорных структур Корякии - поднятие Наварин, и Аляски - поднятие Гудньюс, или представляющих самостоятельные изометричные структуры - поднятия Св.Лаврентия и Нунивак с одноименными островами. Поднятия разделены впадинами - Анадырской и Наварин с западной стороны, Нортон, Бетел, Бристоль - с восточной. Их заполнение началось в конце мела и палеогене с накопления континентальных отложений и продолжалось накоплением морских осадков. Вдоль границы северо-восточного шельфа и глубоководной Алеутской котловины через о-ва Прибылова простирается офио-литовый пояс, соединяющий офиолитовые пояса Корякии и Аляски. Он отвечает меловой внешней, невулканической дуге, в тылу которой располагаются пред-дуговые прогибы Наварин и Св.Георгия с мощностью осадков более 10 км. Эти прогибы отделяют дугу о-вов Прибылова от восточного продолжения Охотско-Чу-котского вулканического пояса. Перед фронтом дуги Прибылова протягивается засыпанный осадками глубоководный желоб, связанный с функционировавшей до начала кайнозоя, т.е. до образования Алеутской дуги, зоной субдукции. Аналогичные «ископаемые» глубоководные желоба, развивавшиеся и в палеогене, известны вдоль северной Камчатки и южной Корякии.
Глубоководная часть Берингова моря подводными хребтами Ширшова и Бауэрса подразделяется на три котловины, глубина которых достигает 3,7-4,0 км; все они подстилаются корой океанского типа. Наиболее крупная из них - Алеутская котловина, занимающая восточную половину глубоководной акватории. Мощность осадков составляет 4 км в центральной части котловины, увеличиваясь к ее бортам. В пределах котловины выявлена система линейных магнитных аномалий меридионального простирания, первоначально датированных как М13 (берриас-валанжин) на востоке до Ml (баррем) на западе близ хр. Ширшова. Это дало основание полагать, что ложе Алеутской котловины представляет реликт литосферной плиты Кула, некогда занимавшей север Тихого океана, но затем в своей большей части вместе со спрединговым хребтом, отделявшим ее отТихоокеанской плиты, была поглощена в Алеутской зоне субдукции.
Произведенные впоследствии более детальные работы показали, что магнитное поле Алеутской котловины устроено более сложно, и заставили усомниться в справедливости первоначальной идентификации аномалий. Кроме того, этими исследованиями выявлено существование поднятия Витус северо-восточного простирания, пересекающего систему ранее установленных меридиональных магнитных аномалий. Эти данные привели А.К.Купера с сотрудниками к выводу, что хотя Алеутская котловина могла первоначально подстилаться докайнозойской корой плиты Кула, в эоцене она подверглась процессам растяжения, создавшим поднятие Витус и носившим задуговой характер по отношению к возникшей тогда же Алеутской дуге. Тогда же Алеутская котловина могла быть пересечена субширотными разломами, вероятно, продолжающими крупные Аляскинские сдвиги .К южному окончанию хр. Ширшова близко примыкает северо-западное окончание другого подводного хребта Берингова моря -хр. Бауэрса, образующего круто выпуклую к северо-востоку дугу и сопровождаемого с этой стороны засыпанным осадками желобом. Этот хребет отделяет от Алеутской котловины копьчо-вину Бауэрса, ограниченную на юго-западе западным сегментом Алеутской дуги. Мощность осадков несколько выше, чем в Командорской котловине, а тепловой поток несколько ниже, что может свидетельствовать о более раннем возрасте. По своему происхождению это, скорее всего, тыльнодуговой бассейн.
Командорско-Алеутская островная дуга, отделяющая Берингово море от Тихого океана, простирается от п-ова Камчатского мыса до п-ова Аляска на расстояние ~2000 км с общей выпуклостью к югу и на всем этом протяжении сопровождается глубоководным желобом. Заложение дуги относится к палеоцену, а ее активное развитие началось в эоцене. Об энсиматиче-ском происхождении дуги свидетельствует состав ксенолитов, но в Командорском звене в верхнепалеогеновых конгломератах присутствует экзотическая галька сиалических пород. Состав вулканитов в общем изменяется от толеит-базальтового до известково-щелоч-ного, но в деталях история развития дуги достаточно сложная и она складывалась по-разному в разных ее сегментах, разделенных поперечными разломами. Особенно отличается от других сегментов самый западный, Командорский сегмент, лишенный проявлений современного вулканизма. После изменения направления смещения Тихоокеанской плиты, наступившего в среднем эоцене, Командорское звено стало развиваться в условиях смещения по ограничивающим его с обеих сторон сдвигам, что, очевидно, и объясняет прекращение активного вулканизма.
Алеутский глубоководный желоб достигает глубины 7822 м. Его крутой приостровной склон несет следы обвалов и оползней и подстилается аккреционным клином, вскрытым на востоке скважинами глубоководного бурения. Плоское дно осевой части желоба шириной 10-12 км покрыто новейшими осадками мощностью около 1 км. Внешний склон, как обычно, более
пологий; базальты второго слоя океанской коры перекрыты здесь маломощными абиссальными осадками неогена.
Рубрика ‘Северная и Восточная Азия’ Category
Эта область расположена к востоку от Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса, его северного отрезка, и ее структуры простираются в общем северо-восточном направлении, ограничиваясь на юго-востоке впадиной Берингова моря. Область имеет исключительно сложное строение и в целом представляет коллаж террейнов различного происхождения и возраста, от континентальных и докембрийских до собственно океанских и новейших, причленявшихся к Азиатскому континенту начиная с конца раннего мела. По возрасту слагающих образований, заключительных деформаций и преобладанию субдукционного или об-дукционного механизма аккреции область может быть разделена на три мегазоны.
Западная мегазона включает группу террейнов, в пределах которых присутствуют палеозойские и, возможно, докембрийские образования, а их аккреция к континенту завершилась к апту-альбу. Наиболее западным элементом этой- мегазоны является Удско-, или Кони-Мургалъская вулканическая дуга, непосредственно граничащая с Охотско-Чукотским поясом. Разрез дуги включаетвулканогенно-обломочные образования от каменноугольных до неокомских мощностью в несколько километров. На п-ове Тайгонос породы ме-таморфизованы в амфиболитовой и глаукофановой фациях, слагая парный метаморфический пояс. На завершающей стадии развития в островодужные образования были внедрены плутоны габбро-гранитоидной формации с возрастом 115-75 млн лет. Отложения апта-альба, залегающие несогласно, представлены угленосной молассой.
В составе более восточной Пенжинско-Анадырской зоны присутствуют наиболее древние в области ордовикские и более молодые, до среднедевонских, офио-литы, вулканогенно-осадочные отложения от ордовик-ско-силурийских до нижнемеловых островодужного типа, частично метаморфизованные в зеленосланцевой или глаукофановой фациях. Покровно-чешуйчатая
структура зоны отличается исключительной сложностью. На востоке эта зона тектонически контактирует со следующей, Таловской, в составе которой развиты известняки и туфо-терригенные отложения девона-триаса, терригенный флиш верхней юры - нижнего мела, офиолиты. Структура не менее сложная, чем у предыдущей зоны; на ней несогласно залегает верхний альб. Наиболее восточным элементом Западной мегазоны является Майницкая зона, в которой наряду с палеозойскими офиолитами и позднетриасовыми-раннеюрски-ми островодужными образованиями преимущественно развиты среднеюрские офиолиты и залегающие на них кремнисто-туфогенно-терригенные с участием базальтов отложения; знаменательно появление в них тетической фауны, в отличие от более восточных зон с фауной бореального типа и ангарской флорой. Весь этот комплекс несогласно перекрыт мощной толщей флишевых и более грубокластических пород альба -верхнего мела окраинноморского типа; она знаменует собой переход к следующей к востоку Центральной мегазоне, на которую Майницкая зона надвинута.
Центральная мегазона характеризуется преобладанием в составе отложений слагающих ее террейнов мощных терригенных образований верхнеюрского и мелового, местами вплоть до палеоценового возраста, в нижней части флишевых или флишоидных, в сеноне-палеоцене более мелководных, частично даже континентальных. Широко развиты здесь и офиолиты, в основном позднепалеозойские-раннемезозойские, но есть и более молодые, от позднеюрских до позднемеловых, в составе которых присутствуют радиоляриты с тети-ческими формами. Покровное строение данной мегазоны проявлено наиболее очевидно; имеются тектонические окна и покровные синформы, смятые в лежачие складки. Особое место в этой мегазоне занимает ее наиболее внешняя, пограничная со следующей мегазоной Укэлаятская зона, протягивающаяся на юго-запад в пределы Западной Камчатки, а на северо-востоке достигающая побережья Берингова моря. Она сложена мощной, до 7-8 км, толщей сантон-палеоце-нового флиша, отложенной вдоль континентального склона и подножья окраинного моря. Зона отличается напряженной складчато-надвиговой структурой. Основные деформации мегазоны произошли в эоцене, но местами наблюдается несогласие в основании верхнего Маастрихта.
Непосредственно наУкэлаятскую зону полого надвинуты по крупному Вывенкскому надвигу образования Восточной мегазоны, обладающей, таким образом, вергентностью, противоположной вергентности двух предыдущих мегазон. В составе данной мегазоны выделяются две зоны; Олюторская, непосредственно граничащая с Укэлаятской и продолжающаяся в Центральную Камчатку, и Ветловская, занимающая Олюторский хребет и восточное побережье Камчатки. Разрез Олюторской зоны слагают две толщи - вулканогенно-кремнистая альба-кампана и вулканогенно-осадочная островодужного типа маастрихта-палеоцена. Интересной деталью строения зоны являются расслоенные плутоны мафитов-ультрамафитов. Ветлянская зона
сложена среднеэоцен-нижнеолигоценовым флишем с олистостромами и блоками пород океанской коры ма-астрихт-палеоценового возраста.
После завершения коллизионных процессов отдельные участки Восточной и Центральной мегазон Корякин начали испытывать опускания с образованием наложенных молассовых впадин. Наиболее крупной из них является Нижнеанадырская впадина, открывающаяся в одноименный залив Берингова моря и наложенная на погружение Центральной мегазоны. Начало ее формирования относится к концу эоцена. Выполнена она в основном олигоцен-миоценовой молассой, в нижней части прибрежно-морской, в верхней - континентальной, мощностью до 3,5 км, слагающей куполовидные и брахиморфные складки. Мощность отложений и участие в них морских фаций возрастают в акватории Анадырского залива (см. ниже).
Две другие впадины в пределах той же мегазоны -Беринговская и Нижне-Хатырская, расположены на северо-западной периферии Алеутской впадины Берингова моря (см.ниже). Мощность моласс, опять же морских и тонких в нижней части, континентальных и более грубых в верхней, возрастает до 10 км, а напряженность складчатости убывает от бортов в направлении акватории. Наложенные молассовые впадины известны и в Восточной мегазоне Корякин; их полоса протягивается от Пенжинской губы к среднему течению р. Анадырь, а возраст выполняющих отложений плиоцен-четвертичный.
Как уже указывалось выше, юго-восточные зоны Корякского нагорья протягиваются в пределы п-ова Камчатка. Так, Укэлаятский верхнемеловой (и палеоценовый) флишевый прогиб продолжается в северозападную Камчатку, а затем, скрываясь на некотором протяжении под водами Охотского моря, появляется вновь на юго-западе полуострова. Здесь из под него обнажается островодужная вулканогенная формация альба и кремнисто-вулканогенная формация нижнего мела - верхней юры. Эти образования тектонически контактируют с более древни ми метаморфитами игра-нитоидами, выступающими в Срединном хребте. Эти образования формируют гранито-гнейсовые купола и в них выделяется два комплекса. Нижний метаморфи-зован в амфиболитовой с реликтами гранулитовой фации и сложен кристаллическими сланцами, гнейсами, мигматитами, плагиогранитами; для него были получены среднепротерозойские радиометрические датировки, но более поздние определения указывают на ранний палеозой. Верхний комплекс образован об-ломочно-глинистыми породами и, подчиненно, основными вулканитами, зонально метаморфизованными от амфиболитовой до зеленосланцевой фации; в нем обнаружены палеозойские (девон, пермь) споры. Мета-морфиты выступают и юго-восточнее, по другую сторону Центрального грабена Камчатки, в Ганальском хребте, но их состав существенно отличается и это может относиться и к возрасту. Верхний комплекс этого выступа, отличающийся меланократовым составом и метаморфизованный в амфиболитовой-зеленосланце-вой фации, может представлять продукт метаморфизма позднемезозойской офиолитовой формации. Нижний комплекс, слагающий ядра гранито-гнейсовых куполов и метаморфизованный до гранулитовой фации, вероятно относится к палеозою.
Почти навеем протяжении полуострова прослеживается зона пологого надвига-шарьяжа на Западно-Камчатскую мегазону продолжения Восточной мегазоны Корякин - надвига, известного в Корякин как Вывенкский, а на Камчатке как Ватынско-Лесновский; его амплитуда может достигать 150 км. На юге полуострова надвиг Восточно-Камчатской мегазоны на Западно-Камчатскую проходит вдоль контакта образований первой мегазоны с метаморфитами Срединного и Ганальского хребтов. Возраст надвига определяется как предереднеэоценовый. В составе отложений Восточно-Камчатской зоны, как и эквивалентной ей в Корякин Олюторской, присутствуют вулканогенно-кремнистая океанского типа формация верхнего альба - нижнего кампана и вулканогенно-осадочная островодужная верхнего кампана-маастрихта. Сходные образования, в сопровождении фрагментов офиолито-вого комплекса, явно более древнего, обнажаются и на восточных п-овах Камчатки, но, по мнению М.Н.Шапиро, принадлежат уже другой вулканической дуге. Они надстраиваются палеогеновыми вулканитами, а их деформации относятся уже к миоцену. Эта зона отделена от собственно Восточно-Камчатской надвигами восточной вергентности, хорошо выражеными в районе хр.Кумроч. Зона восточных полуостровов непосредственно сопряжена с северной частью Курило-Камчатского глубоководного желоба (см. ниже), а к самому северному из полуостровов - п-ову Камчатского мыса, с востока подходит окончание Командор-ско-Алеутской дуги, сопровождающих ее с обеих сторон сдвигов и, с юга, Алеутского желоба, который как-раз против п-ова Камчатского мыса сочленяется с Курило-Камчатским. Американские исследователи отмечают сходство строения п-ова Камчатского мыса с Командорско-Алеутской дугой и рассматривают его как продукт коллизии Алеутской дуги с краем Евразии, представленным Камчаткой. По палеомагнитным данным, коллизия должна была начаться в олигоцене. С ней, очевидно, было связано отмирание северного продолжения Курило-Камчатского желоба вдоль Камчатки и северное ограничение Восточно-Камчатского вулканического пояса.
На восточную часть Западно-Камчатской мегазоны и смежную часть Восточно-Камчатской мегазоны наложен Центрапыю-Камчатский вулканический пояс, начавший свою деятельность в олигоцене и закончивший в раннем плейстоцене. Он сложен известково-ще-лочной серией вулканитов, дифференцированных от базальтов до риолитов с преобладанием андезитов, и включает субвулканические тела среднего и кислого состава. Другой вулканический пояс - Восточно-Камчатский, простирается вдоль восточного побережья Камчатки к югу от широты п-ова Камчатского мыса и
до южной его оконечности . К нему приурочены все ныне действующие стратовулканы Камчатки и крупные вулкано-тектонические структуры - кальдеры и др. Вулканизм здесь начался в позднем миоцене, одновременно с оформлением Курило-Камчатско-го желоба и соответствующей зоны субдукции в ее современном виде.
На западном побережье Камчатки накопление мо-ласс началось в палеогене. Нижняя моласса, в основном морская, частично континентальная, угленосная в основании, имеет палеоген-нижнемиоценовый возраст. На ней несогласно залегает верхнемиоценово-плиоценовая континентальная и вулканогенная моласса; ее вулканические элементы связаны с активностью Центрально-Камчатского пояса. Отложения, выполняющие молассовый прогиб юго-западной Камчатки, вплоть до самых молодых слоев смяты в складки, продолжающиеся на шельфе. На северо-восточную часть Камчатки наложен другой молассовый прогиб, возникший позднее, в позднем эоцене - олигоцене и к середине миоцена заполненный терригенной флишо-идной толщей мощностью до 8 км, надстроенной 1,5-километровой вулканогенной молассой среднего миоцена - плиоцена. На южную часть этого прогиба, в свою очередь, наложен молодой, плиоцен-четвертичный Центрально-Камчатский рифтовый грабен с амплитудой до 2,5 км, замыкающийся на юге, где он разделяет Срединный и Ганальский хребты, и расширяющийся до 70 км на севере.
Этот пояс представляет самостоятельную и крупную структурную единицу северо-востока Азии. Он простирается на 3000 км от западного Приохотья до Чукотского п-ова, сначала широтно, а затем в северовосточном направлении и снова широтно, пересекая Берингов пролив и продолжаясь на Аляске. Он составляет одно из звеньев Круготихоокеанского кольца по-зднемезозойских вулкано-плутонических поясов - свидетелей широкомасштабной субдукции тихоокеанской литосферы под окружающие материки, совпадающей с прогрессирующим распадом Пангеи и новообразованием расчленивших ее океанов.
Охотско-Чукотский пояс достигает ширины в 400 км; он резко несогласно наложен на различные структурные элементы, включая древние Охотский и Омолонский массивы. Формировался пояс с альба до сенона включительно и сложен весьма разнообразным набором вулканитов, в том числе туфов и игнимбри-тов. Во внутренней, обращенной к континенту, зоне пояса преобладают средние и кислые разности, во внешней, обращенной к океану, средние и основные. В пределах пояса наблюдается большое разнообразие вулкано-тектонических структур, но развиты также взбросы и надвиги в направлении континента.
Эта система на западе имеет субмеридиональное (северо-северо-восточное) простирание и охватывает значительную часть архипелага Новосибирских о-вов. На юге, достигнув материка, она приобретает восточно-юго-восточное простирание и с ним протягивается до Чукотского п-ова. Она подстилает также южную часть Восточно-Сибирского и Чукотского морей с о-вом Врангеля. На юге система граничит по разлому с Олойской зоной, носящей переходный к Колымо-Омолонскому массиву характер, а на севере - с Гиперборейской платформой, чехол которой обнажен в архипелаге Де Лонга.
Новосибирско-Чукотская система отчетливо подразделяется на две мегазоны. Северо-Восточная мега-зона охватывает восточную часть Новосибирского архипелага, прибрежную полосу от устья р.Колымы до Берингова пролива и акваторию Восточно-Сибирского и Чукотского морей с о-вом Врангеля. Она представляет собой деформированную в предпозднеюрское время и повторно в середине раннего мела пассивную окраину Гиперборейской платформы. Метаморфический фундамент выступает на о-ве Врангеля, где верхний предел его возраста определяется второй половиной позднего рифея и вендом по гранитоидам и кислым вулканитам - 700 и 633 млн лет, т.е. является либо гренвильским, либо байкальским. Другой, более крупный выход фундамента расположен на востоке Чукотки; он образует единый массив с п-овом Сьюард на другой стороне Берингова пролива. Здесь фундамент участвует в строении гранито-гнейсовых куполов сред-немелового возраста, облекаемых ордовикскими и более молодыми отложениями. Первичный возраст ме-таморфитов скорее всего тот же, что и на о-ве Врангеля. На п-ове Сьюард получены датировки в 676± 15 и 681±3 млн лет. Палеозойский разрез рассматриваемой мегазоны до карбона включительно представлен мелководно-морскими карбонатно-терригенными отложениями. На общем фоне в северо-восточной части Новосибирского архипелага (о-в Котельный) выделяется рифтогенный среднедевонско-раннекаменноугольный прогиб, заполненный мощными (до 7 км) терригенны-ми осадками с участием базальтов. Степень дислоцированности отложений возрастает к юго-востоку. Начиная с перми и особенно в триасе - нижней юре уже господствуют морские терригенные, отчасти флишо-идные отложения, лежащие с некоторым несогласием на палеозое и интенсивно деформированные перед поздней юрой. Верхняя юра и низы мела выполняют на побережье наложенные впадины, а отложения этого возраста носят характер нижней молассы. В Новосибирском архипелаге основные деформации произошли уже после неокома; эта эпоха деформ аций была заключительной и для данной мегазоны в целом, сопровождаясь внедрением гранитоидов. В поздней юре пассивная окраина Гипербореи превратилась в активную, о чем свидетельствует образование вдоль ее южного края Нутесынской вулканической дуги, связанное с субдукцией океанской коры Южно-Анюйского бассейна.
Южно-Анюйская мегазона отвечает океанской части Иовосибирско-Чукотской системы, которую именуют в палеотектоническом плане Южно-Анюйским океаном, фактически представлявшем апофиз Палео-пацифика. О такой природе мегазоны свидетельствуют офиолиты, датированные на о-ве Большом Ляхов-ском концом перми, а в Южно-Анюйской зоне-на материке, где они перекрыты обломочными отложениями оксфорда-кимериджа (но здесь же присутствуют блоки пород нижнего карбона и верхнего триаса). Офиолиты прослеживаются до Восточной Чукотки. На всех этих образованиях несогласно залегает терригеиный флиш берриаса-валанжина, а также, уже резко несогласно, паралическая моласса готерива. Деформации в Южно-Анюйской зоне продолжались до апта включительно, и вся она характеризуется весьма напряженной складчато-надвиговой южно-вергентной тектоникой.
Предверхоянский прогиб простирается параллельно надвиговому фронту Верхоянья, протягивающемуся от дельты Лены на юг сначала почти меридионально, но затем, близ устья Алдана, поворачивающему к востоку-юго-востоку и далее, вдоль правобережья Алдана, снова на юг в направлении Охотского моря. Но сам прогиб выклинивается в начале этого нового поворота и южнее краевое поднятие Верхоянья - хр. Сетте-Дабан, непосредственно надвинуто на Алданский щит Сибирского кратона. Наиболее широкая и глубокая, до 10-15 км, часть Предверхоянского прогиба приурочена к южному участку, где он сливается с Вилюйской синеклизой платформы, углубляющейся в его направлении. Прогиб, как и все подобные структуры, построен асимметрично, с полого моноклинальным платформенным и осложненным надвигами противоположным крылом.
Внешняя, собственно Верхоянская мегазона достигает наибольшей ширины на севере, где она простирается вдоль побережья вплоть до устья р. Индигирки, срезаясь северо-западным пограничным разломом Новосибирско-Чукотской системы (см. ниже). Южнее она образует полого выпуклую к западу дугу, а еще южнее расщепляется на две ветви, обтекающие Охотский массив раннедокембрийской континентальной коры. Основная, западная Южно-Верхоянская ветвь состоит из упоминавшегося краевого чешуйчато-над-вигового Сетте-Дабанского поднятия с выходом на поверхность верхнепротерозойских и палеозойских отложений и находящегося в его тылу синклинория, отделенного разломами от Охотского массива. Севернее развитием надвигов характеризуется лишь фронтальная часть мегазоны, а основная ее часть построена более спокойно, с весьма протяженными (>100 км) и широкими (десятки километров) складками с небольшим преобладанием западной вергентности, а в Южном Верхоянье она сменяется, начиная с восточного склона Сетте-Дабана, восточной вергентностью.
Интенсивность фронтального надвигания варьирует по простиранию, достигая максимума в средней части, в районе его широтного поворота, против Вилюйской синеклизы, сопровождаясь левыми сдвигами. Здесь смещенной к западу оказывается и структура передового прогиба. В северной и южной частях надви-гового фронта весь чехол сорван с кристаллического фундамента, а в средней части поверхность срыва проходит во внешних надвиговых пластинах в глинистой подошве триаса, перемещаясь восточнее на глинистый
горизонт перми и затем на девонские эвапориты, с которыми связаны даже проявления диапиризма.
Осадочный чехол Верхоянья подразделяется натри комплекса, разделенные слабо выраженными несогласиями. Нижний отвечает рифею, средний - венду - нижнему карбону до турне или визе включительно, верхний - верхнему палеозою начиная с визе или намюра, триасу и юре. Два нижних комплекса сложены шель-фовыми отложениями, среди которых значительное место занимают карбонаты. Образования среднего-позднего девона несут следы проявления значительной тектонической активизации в форме рифтинга и основного, со щелочным уклоном, магматизма с накоплением обломочных красноцветов и эвапоритов. Эта активизация была одновременной с аналогичными событиями в смежной Вилюйской синеклизе. Но преобладающая роль в сложении Верхоянья принадлежит верхнему, верхиепалеозойско-нижнемезозойскому комплексу, который так и называется верхоянским, отличается исключительно терригенным составом и достигает огромной, до 10-12 км, мощности. Этот комплекс образован за счет сноса с Сибирского континента и обнаруживает отчетливые фациальные изменения с запада на восток с замещением континентальных осадков паралическими, а затем морскими, все более глубоководными.
В восточной части рассматриваемой мегазоны обособляется отделенная разломом Кулар-Нерская зона, сложенная более глубоководными, в основном черно-сланцевыми сложно деформированными верхнеперм-ско-нижнеюрскими образованиями. Еще восточнее, в крайней части Внешней мегазоны, простирается довольно узкая, но весьма примечательная Инъяли-Дебин-ская зона. Она сложена интенсивно дислоцированной вплоть до изоклинальной складчатости с преобладанием западной вергентности относительно глубоководной флишоидной толщей нижне- и среднеюрского возраста, вмещающей целую цепочку плутонов гранито-идов. Отложения этой зоны - осадки континентального склона и подножья, а некоторые другие признаки -выходы ультрамафитов и мафитов, рассматриваемых как офиолиты, магнитные аномалии - указывают на ее заложение на коре переходного или скорее даже океанского типа. На севере Иньяли-Дебинская зона поворачивает к востоку, подобно всей Внешней мегазоне, вдоль хр. Полоусного, и с ней вместе цепочка гранитных плутонов, основная масса которых имеет поздне-юрский возраст.
Иньяли-Дебинская зона надвинута к западу на Кулар-Нерскую зону, а на нее, в свою очередь, надвинуты аллохтонные фрагменты карбонатной платформы ордовикско-девонского возраста, составляющие Тасхаяхтахскую зону. Ее первичную природу можно рассматривать в качестве чехла краевого блока континентальной коры, отделенного от Сибирского континента скорее всего в процессе девонского рифтинга.
Внутренняя мегазона Верхояно-Колымской системы как бы вписана в выпуклую к северо-западу дугу Внешней мегазоны. Центральное место в весьма гетерогенной структуре Внутренней мегазоны занимает Колымо-Омолонский массив раннедокембрийской континентальной коры, долгое время выступавший как микроконтинент в пределах Пацифика. Массив состоит из двух блоков - Омолонского и Приколымского (Юкагирского), довольно различного строения, что заставляет рассматривать их как самостоятельные террейны, а совокупность - как супертеррейн. В фундаменте Омолонского массива выступают гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, граниты, мигматиты, метаморфизованные в гранулитовой или амфибо-литовой фации. Их возраст достигает 3,4 млрд лет, т.е. является заведомо архейским, даже раннеархей-ским. В фундаменте Приколымского поднятия преобладают метаморфиты и ультрамафиты и кристаллические сланцы первично осадочного происхождения, а возраст их определен в 2,14 млрд лет, т.е. относится к раннему протерозою. Чехол обоих блоков начинается с рифейских отложений и включает палеозой и мезозой в шельфовых карбонатно-терригенных (палеозой) и терригенных (мезозой) фациях. Наиболее примечательны кислая субаэральная вулканическая формация девона Омолонского массива и грубообломочная -Приколымского массива, залегающие несогласно на подстилающих образованиях. Разрез чехла заканчивается юрой на Омолонском массиве, но включает мел и кайнозой молассового типа на Приколымском массиве. Все эти отложения деформированы в общем слабо, относительно сильнее на Приколымском массиве.
Между Колымо-Омолонским супертеррейном и краем Сибирского континента, предсталвенным Тас-хаяхтахской зоной, протягивается еще несколько зон разной природы и возраста. Пограничной с Тасхаях-тахской зоной и имеющей, очевидно, значение сутуры
является приуроченная к осевой полосе хребта Черского офиолитовая зона (Мома-Селенняхская). Офио-литы датированы радиометрически в 430-370 млн лет, но поскольку их олистолиты присутствуют в отложениях среднего ордовика, истинный возраст не может быть более поздним, а датировки указывают уже на возраст первичного метаморфизма. К тому же уже на краю Тасхаяхтахской зоны намечается переход от шельфовых к склоновым, турбидитовым фациям ордовика, сходный с наблюдаемым в Северо-Американ-ских Кордильерах, и все это может указывать на отделение к тому времени Колымо-Омолонского микроконтинента от Сибирского континента, если только не приписывать этому микроконтиненту более далекое, экзотическое происхождение.
На офиолитовую Момо-Селенняхскую зону наложена позднеюрская, оксфорд-кимериджская вулканическая дуга, возникшая над зоной субдукции, по одним представлениям, наклоненной под нее с запада, а по другим - с востока. В тылу этой дуги (если принять первую трактовку) в поздней юре и раннем мелу возник Момо-Зырянский грабен-прогиб, который в поздней юре заполнялся относительно глубоководными кремнистыми осадками и осовными вулканитами, в титоне флишоидной толщей, на границе с мелом испытал инверсию с образованием центрального Илинь-тасского поднятия, а в раннем мелу по обе его стороны отлагалась угленосная моласса, затронутая уже лишь слабыми деформациями и несогласно перекрытая почти горизонтальным верхним мелом.
Момо-Зырянский прогиб на юго-востоке непосредственно примыкает к Колымо-Омолонскому массиву. А северо-западнее и северо-восточнее последнего простирается широкая и сложнопостроенная Алазейско-Олоиская вулканическая дуга. В основании этой дуги выступают среднепалеозойские офиолиты, а остальной палеозойский разрез начиная с девона сложен осадоч-но-вулканическими образованиями, с резким несогласием перекрытыми терригенным верхним триасом -средней юрой, так же испытавшими интенсивные деформации. Предполагается, что северная часть зоны представляла вулканическую дугу, а южная - задуго-вой бассейн. Верхняя юра и нижний мел выполняют наложенные впадины и представлены вулканогенной молассой.
Алазейско-Олойская зона на северо-востоке граничит по крупному разлому с Южно-Анюйской зоной Новосибирско-Чукотской системы, а на юго-востоке уходит под Охотско-Чукотский меловой вулкано-плу-тонический пояс.
В бате началось сближение Колымо-Омолонского микроконтинента с краем Сибирского континента (Лавразии), сопровождавшееся становлением Уяндино-Ясаченской вулканической дуги и Момо-Зырянского задугового бассейна. Оно закончилось полной коллизией в конце юры, следствием которой явились образование карбонатных аллохтонов Тасхаяхтахской зоны и обдукция офиолитов поверх этих покровов. В дальнейшем процесс деформаций распространился на Внешнюю мегазону и Предверхоянский прогиб, закончившись здесь лишь в позднем мелу.
Эта система может быть разделена на две мегазо-ны -внешнюю, отвечающую собственно Верхоянью, и внутреннюю, гораздо более сложного строения, включающую хребет Черского и Алазейское плоскогорье. Внешняя мегазона заложена на продолжении раннедо-кембрийского фундамента Сибирского кратона, погруженного здесь на глубину до 20 км. В течение весьма длительного времени, с начала рифея и почти до конца юры она представляла пассивную окраину Сибирского континента с накоплением соответствующего комплекса осадков. В конце юры, начиная с востока, она была охвачена деформациями сжатия, к середине раннего мела распространившимися вплоть до ее западного края. В это время перед орогеном возник передовой прогиб, заполнявшийся меловыми и частично кайнозойскими молассами, в нижней части парали-ческими угленосными, выше континентальными, мощностью до 5-6 км.
В составе этой обширной области, охватывающей не только сушу - Верхоянский хребет, хребет Черского, Алазейское плоскогорье и прибрежные низменности, но и прилегающий сектор подводной окраины континента с Новосибирскими о-вами и о.Врангеля, принято выделять две складчатые системы - Верхоя-ио-Колымскую и Новосибирско-Чукотскую.
В пределах самого материка эта окраина включает структурные элементы, расположенные к востоку от Сибирского, Китайско-Корейского и Южнокитайского кратонов. Наибольшей шириной она обладает в пределах Северо-Востока России (рис.5-36), простираясь от долины Лены и Алдана на западе и до Берингова и Охотского морей на востоке. Здесь она естественно делится на два крупных региона: Верхояно-Чукот-ский, структура которого сложилась в основном к середине раннего мела, т.е. имеет позднекиммерийский возраст, и Корякско-Камчатский, продолжавший активно развиваться в кайнозое и частчино сохранивший высокую эндогенную активность и в современную эпоху. Их границей служит средне- и позднемеловой Охот-ско-Чукотский вулкано-плутонический пояс, простирающийся в северо-восточном направлении, конформно внутренней структуре Корякско-Камчатской области, и наложенный, очевидно, на зону субдукции, ограничивавшую Евразийскую плиту в эпоху формирования данного пояса.
К югу от впадения Амура в Охотское море рассматриваемая континентальная окраина представлена горным сооружением Сихотэ-Алиня, сложная структура которого имеет позднемеловой возраст. На западе Сихотэ-Алииь отделяется от восточного окончания Урало-Охотского пояса древними массивами - Буре-инским-Цзямусы и Ханкайским. На юге это сооружение примыкает к северо-восточному выступу Китайско-Корейского кратона, занимающего вместе с вероятным продолжением Южнокитайской платформы почти весь Корейский п-ов, за исключением крайней южной части, куда продолжается Восточно-Азиатский краевой вулкано-плутонический пояс, более северными звеньями которого являются Восточио-Сихотэалин-ский и Охотско-Чукотский пояса.
После некоторого перерыва рассматриваемая полоса перитихоокеанских структур вновь появляется на суше в юго-восточном Китае, в области, со времен Ф.Рихтгофена известной какКатазия. По современным данным, она включает несколько крупных зон общего северо-восточного простирания, возраст заключительных деформаций которых омолаживается в юго-восточном направлении от позднепротерозойского (байкальского) до мезозойского (киммерийского); среди них главная роль принадлежит каледонидам. Эта складчатая область по другую сторону Тонкинского (Бакбо) залива имеет своим продолжением Лаосско-Вьетнамскую складчатую систему, являющуюся одновременно ее связующим звеном со Средиземноморским поясом.
Еще дальше к югу непосредственно к побережью выходит Индосинийский массив с его раннедокембрий-ским фундаментом, а лежащие к юго-западу от него структуры относятся уже не к Западно-Тихоокеанскому, а к Средиземноморскому поясу. Но первый включает еще широкую полосу окраинных морей и островных дуг. К числу морей принадлежат, с севера на юг: Берингово, Охотское, Японское, Восточно-Китайское и Южно-Китайское моря. В этих морях в разных пропорциях представлены шельфовые участки с корой континентального типа, в большинстве своем примыкающие к материку и подстилаемые продолжением смежных материковых структур, и глубоководные участки с новообразованной или «захваченной» корой
океанского или переходного к океанскому типа. Среди островных дуг выделяются две категории - одни из них представляют отторженцы докайнозойской континентальной коры - Сахалин, Японские о-ва, Тайвань, отчасти Филиппины, другие - кайнозойские энсима-тические образования, типичным примером которых может служить Идзу-Бонин-Марианская дуга. Система островных дуг окаймляется глубоководными желобами, отделяющими их от открытого океана и отчасти сопровождающими эти дуги со стороны окраинных морей.
Эти системы служат юго-юго-восточным (в современных координатах, первоначально восточным) продолжением Куньлунской системы и, подобно последней, возникли в результате замыкания Палеотети-са. Юньнань-Малайская система протягивается через западную часть китайской провинции Юньнань и крайний восток Мьянмы в северо-западный Лаос и центральную часть Таиланда, охватывая далее п-ов Малак-ка, кроме его крайней северо-западной части, и о-ва Бангка и Билитон (Малайя). Западным ограничением системы служит массив Синобирмания, восточным -на севере Южно-Китайская (Янцзы) платформа, на юге Индосинийский массив . В промежутке между ними от Юньнань-Малайской системы ответвляется Лаосско-Вьетнамская складчато-покровная система северо-западного простирания, уходящая на соединеннее Западно-Тихоокеанским подвижным поясом. Эта ветвь обособляется уже в пределах Юньнани, отделяясь от основного ствола Юньнань-Малайской системы массивом-микроконтинентом Линкан-Симао. От Южно-Китайской платформы Лаосско-Вьетнамская
(Вьетлаосская) система отделяется офиолитовым швом Айлаошань, от Индосинийского массива - офиолитовым швом Андием. Выходы офиолитового комплекса имеются и в осевой части системы - вдоль р. Шонгма во Вьетнаме; возможно, что на северо-западе этот шов соединяется с Айлаошанским. С другой стороны, Айлаошанский шов рассматривается некоторыми исследователями как продолжение шва, ограничивающего с севера Северотибетский (Цзянтан) массив и отделяющего его от Куньлунской системы. Если это сопоставление справедливого именно Вьетлаосская система является прямым продолжением Куньлунской, а Юньнань-Малайская - лежащей на продолжении сутуры, разделяющей Северотибетский массив на два блока, из которых только южный по присутствию позднепалеозойских ледниковых отложений и гондван-ской флоры должен был до этого времени принадлежать Гондване.
Массив Линкан-Симао тяготеет по тем же признакам к северному блоку Северотибетского массива и к Индосинийскому массиву. Но в современной структуре он отчленен и от того, и от другого, а в промежутке между ним и Индосинийским массивом Вьетлаосская система непосредственно примыкает на западе к Юньнань-Малайской, но их разделяет крупный левый сдвиг Дьенбьен, который южнее простирается вдоль всего западного края Индосинийского массива. Расположенные по разные стороны этого сдвига, обе системы резко различаются и по своему простиранию - западо-се-веро-западному у Вьетлаосской, общему субмерпдио-нальному у Юньнань-Малайской.
Вьетлаосская система заложилась в процессе по-зднепротерозойского рифтинга на гетерогенном фундаменте, ибо помимо офиолитов позднепротерозой-ского-раннепалеозойского (скорее всего, венд-раиие-кембрийского) возраста - реликтов океанской коры, в ее структуре присутствуют блоки ранпедокембрий-ской континентальной коры - Фухоат и Фансипан, по периферии которых сохранились предположительно рифтогенные обломочные и частично карбонатные отложения венда(?)- нижнего кембрия. Возникший к началу или в начале палеозоя глубоководный бассейн заполнялся в ордовике-силуре, а в центральной части и в девоне мощной флишевой или флпшоидной толщей. Близ границы с Индосинийским массивом на юго-западе и в северо-восточной зоне системы в раннем девоне проявились каледонские деформации с последующим накоплением моласс, излияниями субщелочных базальтов и внедрением гранитоидов. В осевой части системы диастрофизм наступил несколько позднее - в конце девона, опять же сопровождаясь в раннем карбоне образованием моласс, вулканитов и гранитоидов. Отложения до девонских включительно были смяты в узкие линейные складки и метаморфизовапы в зелено-сланцевой фации, Они резко несогласно перекрываются полого дислоцированными мелководными терриген-но-карбонатными отложениями карбона-перми. Исключением на этом спокойном фоне явилось образование уже в девоне рифтогенного прогиба в бассейне р. Шонгда с накоплением обломочно-глинистых и карбонатных осадков. Деструкция сформированной перед этим континентальной коры в поздней перми - среднем триасе, судя по появлению мафитов и ультрама-фитов, могла достингуть красноморской стадии. Перед ладином отложения прогиба Шонгда испытали деформации сжатия, но затем погружение возобновилось с отложением в его осевой части темных глинистых, а
в бортах - обломочных осадков. Заключительные интенсивные деформации призошли в нории, после чего дислоцированные породы прогиба были несогласно перекрыты обломочными красноцветами самых верхов триаса, а затем щелочными вулканитами нижней юры. Этой вспышке вулканизма предшествовали интрузии гранитоидов. Между тем в более южной части системы в среднем триасе образовалась впадина Самныа, заполненная мелководными песчано-глинистыми осадками и кислыми вулканитами, которым комагматич-ны гранитоиды. Выше залегает угленосная моласса верхов триаса - низов юры, грубая вулканическая моласса нижней юры, верхнего мела и неогена. Аналогичная впадина Туле была сформирована в северо-восточной части системы.
Таким образом основные деформации Вьетлаос-ской системы приходятся на конец триаса, хотя им предшествовали предцевонские в ее краевых частях и предкарбоновые - в осевой зоне. На заключительной стадии киммерийских деформаций вдоль северо-восточной границы системы образовался один из крупнейших сдвигов Юго-Восточной Азии - правый сдвиг Красной реки, уходящий в дельте последней под Ханойский неогеновый прогиб, открывающийся в залив Бакбо (Тонкинский) Южно-Китайского моря. А возможное восточное продолжение Вьетлаосской системы может находиться на о. Хайнань.
Юньнань-Малайская система зарождается на севере, в Юньнани, на продолжении сутуры Ланканцзян (или Лонгмукуо-Шуангху), отделяющей собственно Северотибетский массив (Цзяньтан) от блока Линкан-Симао и являвшийся северной границей Гондваны на этом участке в позднем палеозое. В зоне этой сутуры в Тибете известны девонские и пермо-карбоновые офи-олиты и турбидиты, а также голубые сланцы; она перекрыта здесь континентальным средним триасом. Юго-восточнее в западном крыле сутуры выступают пермо-карбоновые островодужные вулканиты, а сама сутура прорвана позднетриасовыми коллизионными гранитами и запечатана юрскими отложениями. Южное продолжение данной сутуры известно в западной Юньнани как сутуры Чаннин-Менглян, в Таиланде как Нан-Уттарадит и в Малайе - как Рауб-Бентонг. В целом она намечает шов, вдоль которого произошло закрытие Палеотетиса в Юго-Восточной Азии. Развитый вдоль этой сутуры меланж включает полный набор пород офиолитовой ассоциации, в том числе кремни-радиоляриты, по которым верхний предел возраста офиолитов датируется как раннедевонский на севере, позднедевонский на юге, а нижний - как среднетриа-совый или позднепермский-раннетриасовый, соответственно. В Малайе сутура запечатана позднетриасовы-ми-раннеюрскими гранитами. Офиолитовый шов на ряде участков сопровождается выходами глаукофано-вых сланцев.
Основную роль в сложении системы играют чер-носланцевые отложения ордовика-силура и флишевые или флишоидные-девона- среднего триаса. Наряду с ними развиты, особенно в западной зоне, на краю Си-нобирманского массива, островодужные вулканиты пермо-триасового возраста. Такие же вулканиты известны и вблизи западной окраины Индосинийского массива.
Внутренняя структура системы отличается большой сложностью и широким развитием надвигов и даже тектонических покровов, направленных с обеих сторон к осевому офиолитовому шву. Наиболее крупные покровы, сложенные породами верхов карбона-перми и главным образом нижнепермскими известняками, а также угленосной паралической формацией, установлены русскими геологами в восточной зоне, где амплитуда их перемещения достигает десятков километров.
Основной эпохой формирования этой структуры явился конец триаса - начало юры. На ее завершающей стадии возникли крупные сдвиги северо-западного простирания - Красной реки на севере, Хионг-Ма-руи на юге, с амплитудой, соответственно, в 600 и 220 км; развивались они в основном начиная с олиго-цена. Юрские и меловые континентальные отложения выполняют остаточный прогиб, наложенный на осевую зону системы.
Вдоль юго-западного края Индосинийского массива в пределах Камбоджи и юго-восточного Вьетнама происходит переход верхнепалеозойских и триасовых отложений в более мощные, глубоководные и интенсивнее дислоцированные образования. Здесь же появляется морская юра. Тем самым намечается существование еще одной ветви Палео-, вернее, Мезотетиса, переходной к Западно-Тихоокеанскому поясу.
Деформации сжатия в подвижных системах Индокитая неполностью завершились в раннекиммериискую эпоху. Они повторялись в юре и мелу, очевидно, под воздействием коллизии, происходившей западнее, в основном в пределах Мьянмы, в позднекиммерийскую эпоху.
В конце эоцена территория современного Индокитая вступила в новый активный этап своего тектонического развития, совпадающий с эпохой коллизии Индии и Евразии. Большая часть территории при этом испытывала поднятие, сопровождавшееся излияниями базальтов, от толеитовых до щелочных. Последние связаны с процессами рифтинга, которые привели к образованию крупных грабен-прогибов, открывающихся в Южно-Китайское море - Ханойского, устья Меконга и Сиамского залива с продолжением на суше.
Эта система простирается в основном к югу отТа-римского и Китайско-Корейского древних континентальных массивов и лежит на восточном продолжении Северного Памира, отделяясь от него косопоперечным Памиро-Каракорумским правым сдвигом. Она представляет порождение уже не Палеоазиатского океана, а Прото- и Палеотетиса, и обнаруживает активное развитие на протяжении позднего протерозоя, палеозоя и триаса, не говоря уже о неотектонической активизации, с которой связано образование высокогорного рельефа, в Куньлуне создавшего вершины, превышающие 7-километровую высоту.
Отдельные звенья рассматриваемой в данном разделе системы находятся в сложных пространственно-временных соотношениях. Западный Куньлунь примыкает с юга к Таримской впадине и сопровождается со стороны этой впадины возникшим на новейшем этапе предгорным прогибом -Хотанским, или Яркендским. На востоке простирающийся в северо-западном направлении Западный Куньлунь срезается Алтынтаг-ским левым сдвигом. Этот сдвиг, один из крупнейших в Центральной Азии, простирается на 1600 км в северо-восточном направлении и в своей юго-западной части ограничивает с северо-запада Северо-Тибетский (Цзянтанский) массив, упираясь своим юго-западным окончанием в Памиро-Каракорумский разлом. Он далее смещает Восточный Куньлунь на 500 км к северу по отношению к Западному и затем срезает Цайдам-скую впадину и складчатое сооружение Циляньшаня , простирающиеся в западо-северо-западном направлении (в отличие от широтного простирания Восточного Куньлуня). Докембрийский фундамент Цайдама, выступающий по его северной периферии (2,5 и 1, 7 млрд лет), считается продолжением аналогичного фундамента Тарима, вторично отделенным от него Алтынтагским сдвигом. В северо-западном крыле этого сдвига, на краю Таримской впадины, простирается горный массив Алтынтага, сложенный в основном также докембрием и отделенный от собственно Тарима еще одним сдвигом, имеющим более меридиональное простирание по сравнению с Алтынтагским, по сочленяющимся с ним на юге. В раструбе этих сдвигов на севере находится сооружение Бушшшя, которое этим вторым сдвигом отделяется от восточного окончания Тянь-Шаня, но обладает с ним значительным сходством, первоначально представляя его вероятное продолжение. С другой стороны, имеются основания рассматривать Бэйшань как смещенное к северо-востоку продолжение Циляньшаня (оба они представляют каледонские сооружения), если допустить, что Алтынтагский сдвиг первоначально, очевидно до олигоцена, представлял не левый, а правый сдвиг (таково мнение Д.Чжоу и СХрэема). Но в этом случае приходится считать, что в раннем палеозое Циляньшаиь представлял продолжение Тянь-Шаня, относящегося не к Палеоте-тису, а к Палеоазиатскому океану, и отделял Тарим-Цайдам от Сииокореи с Альшанем, что как будто не противоречит палеомагнитным данным об отсутствии единства этих докембрийских блоков в это время.
Однако строение северных зон всех рассматриваемых здесь сооружений, примыкающих к этим массивам, довольно однотипно. Все они представляли в позднем протерозое и раннем палеозое пассивные окраины сответствующих континентальных блоков - Западный Куньлунь-Тарима, Восточный Куньлунь-Цай-дама, Циляньшаиь-Алашаня,Циньлин-Синокореи. Их слагают мелководно-морские карбонатно-терригенные образования, в низах которых встречаются основные вулканиты, очевидно рифтогенного происхождения. Эти отложения погружаются к северу, а на юге из под них выступает доверхнепротерозойский кристаллический фундамент. Поверх дислоцированного верхнепротерозойского-нижнепалеозойского чехла несогласно залегает верхнедевонская континентальная красно-цветная моласса, за которой следует верхний палеозой - морской карбонатный на окраине Тарима, парали-ческий угленосный терригенный на окраине Сииокореи, континентальные угленосная юра и красноцвет-ный мел. Додевонский комплекс интенсивно дислоцирован с преобладанием северной вергентности и местами прорван небольшими интрузиями постколлизионных гранитоидов.
От прилегающих платформенных блоков северные зоны отделены разрывами, но главные сутуры отделяют их от центральных зон. Вдоль этих сутур выступают офиолиты, обычно в виде меланжа. Возраст офио-литов считается в основном кембро-ордовикским с допущением начала их образования в конце протерозоя (Западный Куньлунь). В Циляньшане они подверглись метаморфизму высоких давлений. Здесь офиолиты сопровождаются терригенным кембро-силурийским флишем.
Центральные зоны рассматриваемых сооружений первично представляли микроконтиненты, что наиболее четко выражено в центральном Циляньшане, где датировки фундамента заключены в пределах от 2469 до 874 млн лет. В Циньлине их разброс от 2172 до 794 млн лет. Это показывает, что соответствующие континентальные блоки являются, очевидно, гондвански-ми отторженцами. В этих же зонах присутствуют более молодые, кембрийско-силурийские островодужные вулканиты (Циляньшань, Циньлин) или ордовикско-раннедевонские гранитоиды, свидетельствующие о функционировании наклоненной к югу зоны субдук-ции. Но в той же зоне известны более молодые гранитоиды - раннекарбоновые в Циньлине, пермско-триа-совые в Куньлуне, а также позднепалеозойские вулканиты, чередующиеся с морскими карбонатами, связанные уже, очевидно, с более поздней субдукцией с юга. Однако в Циляньшане каледонские деформации, магматизм и метаморфизм были заключительными; с их окончанием Тарим и Цайдам спаялись с Алашанем и Синокореей в единый довольно крупный континент. Но на юге Куньлуня (Кара-Куньлунь) и Циньлиня в девоне-триасе возник или продолжал существовать глубоководный бассейн с океанской корой, отложения которого слагают южные зоны этих сооружений, отделенные сутурой, в Куньлуне офиолитовой, от центральных зон. Эти отложения представлены преимущественно пелитовыми осадками с граувакковы-ми турбидитами, флишевыми или флишоидными, достигающими очень большой мощности (6 км в Кара-Куньлуне). Они слабо метаморфизованы, но весьма интенсивно смяты и образуют ряд покровных пластин южной вергентности. Вдоль южной периферии Циньлиня они в совокупности шарьированы на северный край платформы Янцзы. А западнее южная зона Куньлуня, огибая восточное погружение Северо-Тибетско-го массива, сильно расширяется, переходя в «треугольник Сунпан-Ганцзы», представлявший вплоть до позднего триаса реликтовый бассейн Палеотетиса, заполнявшийся мощными терригенными осадками.
Заключительные деформации Куньлуня и Циньлиня начались в позднем триасе, в раннекиммерийскуюиндосинийскую эпоху, сопровождаясь внедрением гранитов, но продолжались вплоть до поздней юры, до позднекиммерийской-яншаньской эпохи включительно, ибо по палеомагнитным данным лишь в это время завершилась коллизия между Северокитайским и Южнокитайским континентами. Но уже в раннеким-мерийскую эпоху произошло надвигание отложений, выполняющих «треугольник Сунпан-Ганцзы» вдоль восточного края этого треугольника, на Сычуанскую синеклизу платформы Янцзы. Ныне этот надвиговый фронт выражен хребтом Лунмэншань.
Тектоническая активность и магматизм продолжали проявляться в Куньлуне и Циньлине и в меловом периоде, выражаясь, в частности, в продольных сдвиговых перемещениях и во внедрении гранитов, теперь уже «анорогенных», например в Малом Циньлине, на северо-востоке хребта. В начале кайнозоя на Цайдам-ский блок с его докембрийским фундаментом и тонким верхнепалеозойским морским карбонатным и мезозойским континентальным и терригенным чехлом была наложена одноименная впадина, которая заполнилась мощной (6-10 км) толщей континентальных отложений, песчано-глинистых до плиоцена и грубо-обломочных выше. Они подверглись деформациям сжатия перед плиоценом и в квартере, выразившимся, в частности, в надвигании с юга на впадину Восточного Куньлуня.