Германотипное развитие триаса свойственно и внешним зонам Альп и Карпат, Мёзийской плите с Пред-балканьем, Степному Крыму и Предкавказью, в последнем регионе - за исключением возникшей в позднем триасе рифтовой зоны на Кубани с продолжением в Азовское море. Местами в триасе наблюдались базальтовые излияния внутриплитного характера, в частности в Аквитанском бассейне.
В юго-восточной Европе на рубеже триаса и юры заметно проявились деформации сжатия, связанные с раннекиммерийской эпохой тектогенеза. Наиболее интенсивно - на Мёзийской плите (см. гл. 11), в Северной Добрудже, в Крыму, на Большом Кавказе, в Азовском море и Западном Предкавказье, где с ними была связана инверсия раннеобразованных рифтовых прогибов, в Донецко-Каспийской зоне и ее мангышлакс-ком продолжении, где эти деформации были заключительными и после них «Кряж Карпинского» превратился в погребенную структуру.
В юре (рис.4-32) на Западно-Европейской платформе практически повсеместно преобладали условия открытого моря с накоплением карбонатно-терригенных осадков, но в конце периода началась регрессия и на юге Предкавказья - накопление эвапоритов.
В раннем мелу (рис.4-33) в обстановке регрессии на большей части площади платформы отлагались континентальные осадки (так называемый вельд); с приближением кТетису они замещались морскими карбонатами, в барреме-апте в юго-восточной Франции -рудистовыми известняками ургонской фации, вообще характерными для Средиземноморья (и Карибского бассейна, см.выше!). В конце раннего мела регрессия сменилась трансгрессией, и в позднем мелу широчайшее распространение получила формация писчего мела и мергелей.
Наряду со впадинами в пределах Западно-Европейской платформы существовали и поднятия, большая часть которых продолжала свое развитие в этом качестве и в кайнозое и даже заметно усилила свое возды-мание после эоцена, на неотектоническом этапе. Таковы Шотландские нагорья, Скандинавские горы, Арденны, Рейнские Сланцевые горы, Гарц, Армориканский, Центральный Французский, Богемский массивы, Во-гезы-Шварцвальд. В эпохи регрессии возникла почти непрерывная цепь поднятий, пересекавшая Европу от Арморики до Богемского массива включительно, а в эпохи трансгрессий она распадалась на самостоятельные острова.
В конце мела отдельные прогибы в пределах впадин платформы, выделявшиеся интенсивностью погружения, испытали инверсию под влиянием напряжений сжатия со стороны альпийского пояса и превратились в сложные валы . Таковы Куяво-Поморская зона поднятий в Польше, возникшая на месте Датско-Польского пермо-мезозойского прогиба, вал Уилд-Булонне в северо-восточной части Англо-Парижского бассейна, Кельтиберийские цепи на Иберийском п-ове.
А в конце эоцена - олигоцене Западную Европу от Северного моря до Средиземного пересекла рифтовая система, включающая Нижнерейнский, Гессенский, Верхнерейнский, Бресский, Ронский грабены, заполнявшиеся в олигоцене-миоцене морскими, лагунными и континентальными, а в плиоцене - почти исключительно континентальными отложениями. Развитие этой рифтовой системы сопровождалось щелочно-базальтовым вулканизмом как непосредственно в ее пределах (Верхнерейнский грабен), так и на ее периферии - Центральный Французский, Богемский массивы.
Западно-Европейская система возникла на южном продолжении более древних рифтов Северного моря, включая на востоке раннепермский рифт Осло с его продолжением в проливе Скаггерак и южнее (грабен Хори). С другой стороны, эта система нашла свое южное продолжение в Алжиро-Прованском рифтовом бассейне Средиземного моря и еще южнее, в Северной Африке.
Восточно-Европейская древняя платформа во вторую половину триаса и в начале юры оставалась в основном областью размыва или локального континентального осадконакопления (Днепровско-Донецкая и Прикаспийская впадины, Предуральский прогиб). В конце ранней и в средней юре со стороны Крымско-Кавказского окраинного моря Тетиса начинает развиваться трансгрессия, которая в поздней юре распространяется и на центральные районы платформы, приведя к соединению южных морей с северными, занимавшими Баренцево-Печорский бассейн. Преобладали песчано-глинистые отложения, сменяясь на юге терригенно-карбонатными. После кратковременной
регрессии в начале мела, погружения возобновились; в Баренцевоморской впадине произошла вспышка базальтового магматизма. В позднем мелу в Баренцево-Печорском регионе темп погружений замедлился, а на Русской плите они затронули лишь ее южную половину, где достигли амплитуды во многие сотни метров и привели к широкому накоплению формации мела и мергелей, распространившемуся и на молодую Скифскую платформу. В раннем палеогене область осадконакопления сократилась по сравнению с поздним мелом и кроме унаследованных Днепровско-Донецкой, Прикаспийской и Причерноморской впадин включала Симбирско-Саратовский прогиб на правобережье Волги. В составе осадков возросла роль песчано-гли-нистых отложений по сравнению с карбонатными.
Переход к олигоцену ознаменовался вовлечением в нарастающее поднятие уже большей части древней платформы. В олигоцене- раннем миоцене в Причерноморье и Предкавказье получило широкое распространение майкопская формация темных битуминозных глин, замещаемая севернее прибрежными, дельтовыми и аллювиальными песчаными отложениями. В течение миоцена и плиоцена область осадконакопления сократилась еще больше. Начиная с олигоцена она принадлежала уже Паратетису, а с позднего миоцена-его восточной части, периодически утрачивавшей связь со Средиземноморьем. Общая регрессивная тенденция нарушилась лишь акчагыльской трансгрессией в позднем плиоцене, когда морские воды через центральную Анатолию проникли в Каспий и распространились на бассейн Волги и ее притоков.
Современный рельеф Европы, как было недавно показано С.Клутингом, А.Никишиным и П.Циглером, сложился под влиянием напряжений сжатия, исходящих из Срединноатлантического хребта и Альпийского коллизионного пояса. Северная часть континента к тому же испытывает напряжения, связанные со спре-дингом в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана.
Рубрика ‘Внеальпийская Европа’ Category
Погребенная зона развития черносланцевого девона и нижнего карбона, подстилаемого байкальским (равном кадомскому) зеленосланцевым комплексом с маломощным нижнепалеозойским чехлом, занимающая Степной Крым и Предкавказье, по своему положению и характеру во многом подобна Реногерцинс-кой зоне среднеевропейских герцинид и недаром была объединена с нею Г.Штилле под названием ренид. А в ее тылу на Большом Кавказе простирается уже зона глубокометаморфизованного и интенсивно гранитизи-рованного палеозоя (отдельные плутоны гранитов известны и в предыдущей зоне), в определенной степени сходная со Среднегерманским поднятием. Во многом аналогичные соотношения наблюдаются в Южных Карпатах между двумя группами герцинских покровов - внешней Дунайской и внутренней Гетской. Более подробно обо всем этом будет сказано в главе 11.
Одновременно с герцинским орогенезом Западной, Центральной и Южной Европы аналогичные процессы происходили к востоку от Восточно-Европейского континента, на Уральской окраине Палеоазиатского океана. Уральский орогенез развивался с юга на север и первые его проявления на Южном Урале относятся к середине позднего девона, т.е. чуть позже, чем в Европе. Главная эпоха коллизии Казахстано-Киргизского континента и его северного погребенного продолжения с Восточно-Европейским континентом наступила в среднем-позднем карбоне и продолжалась до конца перми (подробнее в разделе 5.1), сопровождаясь образованием на границе с платформой передового прогиба, наследовавшего положение континентального склона и подножья прежней пассивной окраины Восточной Европы. Между тем на ее крайнем северо-востоке, на Пай-Хое и Новой Земле орогенез проявился значительно позже, в послепермское время, завершившись лишь в конце триаса - начале юры, в раннекиммерийскую эпоху, надвиганием на Баренцево-Печорскую плиту.
В связи с тем, что в позднем палеозое произошло столкновение Казахстании не только с Восточной Европой - Балтикой, но и с Сибирью, Лавруссия через современное пространство Западной Сибири сомкнулась с Сибирским кратоном, образовав единый континентальный массив Лавразии, вместе с Гондваной составивший вегенеровскую Пангею.
В пределах самой Восточной Европы, ее Русской плиты, область наибольших погружений, очевидно,под влиянием орогенеза на Урале, сместилась из ее центральных в восточные районы - возникла обширная Восточно-Русская впадина, отделенная в конце карбона - начале перми от новообразованного Предураль-ского прогиба барьерном рифом.
В Днепровско-Донецком авлакогене активный рифтинг закончился в середине визейского века и сменился плавным погружением более широкой полосы, продолжавшимся до начала неогена. Эта полоса известна как Украинская синеклиза.
Восточное продолжение Днепровско-Донецкого авлакогена-современный Донецкий бассейн, накопив в карбоне мощную толщу угленосных, а выше - крас-ноцветных отложений, испытал инверсию в ранней перми с образованием на его месте Донецкого кряжа. Далее на восток он продолжался в виде Донецко-Кас-пийской складчатой зоны, более известной как погребенный кряж Карпинского. Эта зона испытала значительное надвигание к северу на Прикаспийскую впадину. Сама Прикаспийская впадина пережила в девоне-перми сложную эволюцию. В девоне, карбоне и начале перми она представляла глубоководный бассейн, не компенсированный осадконакоплением и окруженный на юге и востоке карбонатными платформами. Ситуация резко изменилась в середине ранней перми в связи с возникновением на юге Донецко-Кас-пийского кряжа и более южных кавказских герцинид, изолировавших впадину от открытого моря Палеоте-тиса. Приток морских вод стал возможен лишь с запада и северо-востока, через узкие Преддонецкий и Пре-дуральский прогибы. В итоге, в условиях жаркого и сухого климата Прикаспийская впадина стала заполняться в кунгуре мощной, до 4 км, толщей солей, с которой в дальнейшем оказалась связанной ее столь ярко проявленная соляная тектоника. Заполнившись к началу поздней перми солями, Прикаспийская впадина превратилась в мелководный, временами осушавшийся бассейн, заполняемый мелкообломочными осадками небольшой мощности.
В середине триаса почти вся площадь Русской плиты оказалась выше уровня моря: закончился герцин-ский цикл накопления ее чехла.
Существенно иначе протекало развитие Тимано-Печорской плиты и ее продолжения в акваторию Баренцева моря. После девонской эпохи рифтинга, в течение позднего палеозоя здесь преобладало мелководно-морское карбонатонакопление с отдельными цепочками рифовых построек вдоль разломов и флексур. На этом, в общем спокойном фоне некоторое исключение составляла широкая рифтовая зона, развивавшаяся на юго-западе Баренцева моря, к северу от побережья Норвегии. В ней в карбоне накопилась толща эвапоритов, в дальнейшем давшая материал для образования соляных куполов.
В триасе, в полном контрасте с восходящими движениями на Русской и большей части Тимано-Пе-чорской плиты, акватория Баренцева моря стала испытывать интенсивное погружение и накопила более 3 км терригенных мелководно-морских, а частично континентальных осадков.
В пределах Центральной и Западной Европы в середине ранней перми после завершения развития гер-цинских передовых и межгорных прогибов начал складываться новый структурный план, отвечавший эпи-герцинскому платформенному этапу эволюции ее территории. Западно-Европейская эпигерцинская платформа распространилась к северо-западу на площадь эпикаледонской платформы, а на континенте - на западную и северную части будущего альпийского пояса, оставшиеся за пределами залива Палеотетиса. Северная граница последнего проходила от крайней восточной части Южных Альп и южного склона Западных Карпат к восточному склону Сербо-Македонского и южному - Родопского массива.
Платформенный режим установился в конце палеозоя и в широкой полосе к югу от древней Восточно-Европейской платформы, полосе, включавшей Степной Крым, Предкавказье и северный склон Большого Кавказа, известный под названием Скифской платформы.
Главным структурным элементом Западно-Европейской платформы явилась Североморско-Германско-Польская впадина (синеклиза), распространявшаяся на восток до южной Прибалтики, Первоначально, во второй половине ранней перми образовались две широтные впадины - одна в северной части Северного моря, другая - в южной части и прилегающей полосе Польско-Германской низменности. Их разделяло Центральное поднятие Северного моря, продолжавшееся к востоку Южно-Датским (Риигкёбинг-Фюи) поднятием. В южной впадине уже в конце ранней перми наряду с красноцветами отлагались эвапориты. В начале поздней перми Североморско-Германо-Польская синеклиза превратилась в огромный солеродный «Цех-штейновый» бассейн, в котором прежнее широтное поднятие играло роль подводного барьера с карбонат-но-сульфатным, а не галогенным осадконакоплением. В начале триаса в североморской части бассейна возникла мощная рифтовая система меридионального простирания, продолжавшая свое развитие до раннего мела включительно. В лейасе на площади бассейна установился нормальный морской режим, который затем сохранялся в Северном море до современной эпохи, а в континентальной части бассейна - до миоцена включительно. В байосе в центральной части Северного моря, на тройном сочленении рифтов произошла мощная вспышка щелочно-базальтового вулканизма, связываемая с действием мантийного плюма.
К концу ранней и к поздней перми относится заложение и остальных крупных впадин Западно-Европейской платформы: Парижского и Аквитанского бассейнов, Южно-Германской и Центрально-Иберийской впадин. Вдоль северо-восточной границы молодой платформы - линии Тейсейра-Торнквиста в это же время обособился Датско-Польский прогиб.
Для всей площади платформы чрезвычайно характерно «германотипное» трехчленное строение триасового разреза (которому эта система и обязана своим названием): континентальный песчаный нижний триас, континентально-морской с развитием карбонатов средний триас и так же континентально-морской пест-роцветный глинисто-карбонатный верхний триас. В верхах нижнего, в среднем и особенно верхнем триасе были развиты эвапориты. Наиболее значительным их накопление было в Аквитанском бассейне, где именно с ними оказалось связанным проявление соляной тектоники.
Восточно-Европейская платформа в начале девона пережила почти всеобщее поднятие, приметным исключением на фоне которого явилось погружение Прикаспийской впадины. Сама эта впадина с корой субокеанского, если не океанского типа являлась, вероятно, реликтом неопротерозойского окраинного моря Палеоазиатского океана и испытывала опускание уже в раннем палеозое и силуре, судя по присутствию отложений этого возраста в ее сверо-западном, северном и северо-восточном обрамлении. Такова версия Ю.А.Во-ложа. По другой версии (С.В.Аплонов), глубоководная впадина с корой океанского типа возникла здесь лишь во второй половине девона, когда внутриконти-нентальный рифтинг перешел в локализованный спре-динг. Мнение о девонском возрасте впадины высказывается и некоторыми другими исследователями. Не исключено, что первоначальный рифтинг мог иметь место в рифее, одновременно с Пачелмским авлакоге-ном, открывающимся во впадину, а повторный - в девоне.
Во второй половине девона Восточно-Европейская древняя платформа и ее более молодое обрамление вступили в фазу активного рифтообразования. В это время на востоке образовалась параллельная Уралу Баренцевско-Каспийская рифтовая система, включавшая Восточно-Баренцевский рифт, Печоро-Колвин-ский рифт на севере и рифты восточной периферии платформы, частично наследовавшие аналогичныери-фейские структуры. А на юге платформы возникла Припятско-Днепровско-Донецкая рифтовая система, углублявшаяся к востоку и в Закаспии сочленявшаяся с Палеоазиатским океаном. С образованием этой системы Сарматский щит распался на Украинский щит и Белорусско-Воронежскую антеклизу. Балтийско-Московская раннепалеозоиская синеклиза разделилась вновь образованным меридиональным поднятием, протянувшимся от Прибалтики к Украине. Московская и примыкавшая к ней Мезенская синеклизы теперь открывались на восток, где опускания охватили ранее воздымавшийся Волго-Уральский щит, превратив его в погребенное поднятие. А балтийская часть раннепа-леозойской впадины превратилась в залив, центрикли-наль Польско-Германской впадины.
Подвижный пояс Западной и Центральной Европы продолжил в девоне и раннем карбоне свое активное развитие. Саксотюрингская и Реногерцинская зоны, разделенные Северо-Армориканским и Средне-германским поднятиями, оставались в девоне глубоководными бассейнами, заполнявшимися мощной черно-сланцевой формацией, накопление которой прерывалось, особенно в первой из этих зон, бимодальным спилито-кератофировым подводным вулканизмом. В начале карбона Саксотюрингская зона испытала первые складчато-надвиговые деформации так называемой бретонской фазы, наиболее ярко проявленной в Центральной Арморике. Отложения нижнего карбона - так называемый кульм - здесь носят характер, переходный от флиша к морской молассс. Среднегер-манское поднятие под влиянием субдукции с севера коры Реногерцинской зоны превратилось в раннем карбоне в магматическую дугу. В самой Реногерцинской зоне деформации начались несколько позднее, уже в конце раннего карбона, последовательно распространяясь к северу в течение намюра (судетская фаза). Кульм с его турбидитами и олистостромами представляет в этой зоне еще собственно флишевую формацию (олистостромы в позднем визе возникли и в Саксотю-рингской зоне).
К намюру относится образование передового прогиба - «Угольного канала Европы». Угленосная мо-ласса вестфала была дислоцирована в конце среднего карбона; на ней несогласно залегает безугольный крас-ноцветный стефан, в свою очередь затронутый уже относительно слабыми заальскими деформациями середины ранней перми. В итоге к концу карбона северное крыло европейского герцинского орогена приобрело свою общую северо-вергентную структуру.
Южное крыло орогена, более узкое и обнаженное более фрагментарно - на западе Астурии, в Пиренеях, в Монтань-Нуар на юге Центрального Французского массива, в Альпах, на юге Богемского массива, в Карпатах и фундаменте Паннонской впадины, первые интенсивные герцинские деформации испытало в середине визе. Они были вызваны поддвигом коры Палеоте-тиса, а затем коллизией с окраиной Гондваны, представленной, в частности, Южными Альпами, и сопровождались образованием южно-вергентных тектонических покровов, сдвиговыми перемещениями
(транспрессия) и внедрением плутонов гранитоидов, в частности в сдвигово-раздвиговые полости.
Химизм позднепалеозойских гранитоидов обнаруживает любопытный контраст между гранитоидами основной части герцинского орогена, относящимися к коллизионному S-типу и гранитоидами Альп и Карпат, принадлежащими к I-типу, характерному для активных континентальных окраин кордильерского типа. Этот контраст объясняется, очевидно, быстрым поглощением коры узких океанских бассейнов Рейку-ма и Теикума, в отличие от коры Палеотетиса. Несколько иное объяснение предложили авторы работы по i ра-иитоидам В.Фингер и Г.Шрейер - они связывают образование гранитоидов I-типа в Альпах-Карпатах с субдукцией коры реликтового залива Палеотетиса, возникшего после сдвига Гондваны к западу по отношению к Евразии. Так или иначе, коллизия Гондваны и Лавразии к западу от Апеннин привела к образованию Пангеи, а морские условия в конце карбона и перми сохранились лишь к востоку от восточного окон-чения Южных Альп и Апеннин, в Западном заливе Палеотетиса.
Особую проблему при интерпретации структурной эволюции европейских герцинид представляет формирование Иберо-Армориканской дуги. Современное толкование ее проис- хождения (Д.Рибейро и др.) основывается на идее, что оно было вызвано движением к северо-западу жесткого индентора, очевидно обломка Гондваны, представленного в настоящее время погребенным Кантабрийско-Аквитанским микроконтинентом.
Площадь, затронутая в позднем палеозое интенсивным герцинским орогенезом, не ограничивалась Западной и Центральной Европой, а распространялась далеко к юго-востоку вплоть до Черного и Каспийского морей. Она охватывала не только Западные, но и Восточные и Южные Карпаты, Балканский п-ов с Доб-руджей, Степной Крым, Предкавказье, северный склон и Главный хребет Большого Кавказа. Палеозойские толщи, затронутые герцинским орогенезом, выступают здесь в ядрах альпийских горных сооружений или вскрыты скважинами на прилегающих равнинных территориях Крыма и Северного Кавказа. Они включают офиолиты вендско-раниепалеозойского возраста, чер-носланцевые и карбонатные толщи среднего палеозоя, которые, в основном в судетскую эпоху конца раннего карбона, испытали интенсивные деформации, включая образование тектонических покровов, установленных в Карпатах и на северном склоне Большого Кавказа, региональный метаморфизм, достигающий амфиболи-товой фации, в частности в Центральном Кавказе и Карпатах, формирование многочисленных плутонов гранитоидов. Подобно собственно европейским герци-нидам, на дислоцированный, в разной степени метаморфизованный и гранитизированный нижне-средне-палеозойский комплекс местами несогласно наложены молассы межгорных впадин с сероцветным угленосным средним карбоном, красноцветными верхним карбоном и пермью, а в северо-восточной Болгарии выявлен погребенный каменноугольный бассейн вестфальского возраста. Его аналогом является Зонгулдакский бассейн на севере Анатолии.
Становление континентальной коры в пределах современной Европы, как и других континентов, началось в раннем архее. Однако материальные свидетельства начала этого процесса здесь почти не сохранились, за двумя исключениями. Одно из них- Новопавловский комплекс на востоке Украинского щита с возрастом ~3,6 млрд лет, другое - Водлозерский блок на востоке Карелии с возрастом ~3,5 млрд лет. В первом случае это ультрамафиты и тоналиты, во втором -тоналиты, т.е. породы «серогнейсовой», точнее, ТТГ-ассоциации. Образование пород данного типа -протоконтинентальной коры, продолжалось как на Украинском щите и Воронежском массиве, так и на Балтийском щите, в его Карельском и Кольском ме-габлоках, почти до 3,0 млрд лет т.н., т.е. в течение не только раннего, но и среднего архея.
Однако в среднем архее оно уже сочетается с развитием зеленокаменных поясов, приводя к образованию гранит-зеленокаменных областей, из которых Среднеприднепровская с ее северным, Сумским продолжением в Воронежском массиве после интрудирова-ния «нормальными» гранитами в позднем архее (2,85-2,75 млрд лет т.н.) сохранила свое стабильное положение доныне. Процесс формирования гранит-зеленокаменных областей не ограничивался Сумско-Среднеднепровским мегаблоком, а протекал также к востоку от него, в Оскольско (Курско)-Азовском мегаблоке, где известна даже более ранняя, чем в первом, генерация зеленокаменных поясов (возраст >3,3 млрд лет), и, возможно, к западу, в западной части щита, где установлено присутствие пород древнее 3,0 млрд лет.
Гранит-зеленокаменные области Балтийского щита - Карельская и Кольская, имеют в основном уже позднеархейский возраст, равно как и образования докембрийского фундамента Волго-Уральской области, где также известны реликты зеленокаменных поясов среди глубокометаморфизованных пород. Поздне-архейские ЗКП и поздняя генерация среднеархейских ЗКП имеют, очевидно, энсиалическое рифтогенное
происхождение. В отношении среднеархейских ЗКП вопрос остается открытым. Так или иначе, процесс архейского континентального корообразования получил в центральной и восточной частях Восточно-Европейской платформы достаточно широкое распространение. Но различия во внутренней структуре, в частности, в ориентировке ЗКП, в их возрасте, степени метаморфизма, показывают, что отдельные упомянутые выше мегаблоки первоначально развивались независимо друг от друга и только в конце архея образовали единый коллаж, вероятно вошедший в состав первой Пангеи. Столкновение мегаблоков, составивших этот коллаж, сопровождалось поддвигом (субдукция типа А) одних под другие с образованием сутур, впоследствии использованных при заложении раннепро-терзойских подвижных зон. Поддвиг Карельского ме-габлока под Кольский привел к образованию Беломорского гранулит-гнейсового пояса.
Эпиархейский континент вскоре после своего образования начал подвергаться дроблению с заложением рифтогенных трогав. Последнее получило наибольшее развитие в Сарматском секторе Восточно-Европейской платформы, где вдоль сутур, ограничивающих с двух сторон Сумско-Среднеднепровский мегаблок, заложились троги, заполненные железоруд-но-терригенной формацией курско-криворожского типа с некоторым участием вулканитов. Меньшего размера линейные впадины возникли в пределах мегаблоков, смежных с Сумско-Среднеднепровским с запада и востока. Развитие этих структур завершилось на уровне 2,3-2,1 млрд лет т.н. интенсивной деформацией их выполнения, метаморфизмом зеленосланце-вой-амфиболитовой фаций и внедрением интрузий гранитоидов. Деформации выразились не только в сжатии, но и в сдвиговых смещениях, т.е. это была транспрессия.
Деструкция Русско-Украинского эократона в начале протерозоя проявилась и на севере, в пределах Балтийского щита. Она выразилась в образовании на юге Кольского мегаблока Печенга-Варзугской рифто-вой системы, развитие которой, по мнению некоторых исследователей, могло дойти до стадии красноморско-го межконтинентального рифта, снова разделившего Кольский и Карельский мегаблоки. Одновременно на площади последнего возникла заложенная вдоль серии сдвигов северо-северо-западного простирания (в современных координатах) полирифтовая система, состоявшая из сравнительно небольших сдвигово-развиговых бассейнов. Как в Печенга-Варзугской, так и в Карельской рифтовых системах весьма активно проявился основной-ультраосновной эффузивный и интрузивный магматизм, в первой из них приведший к образованию залежей медно-никелевых сульфидных руд большого промышленного значения.
Во второй половине палеопротерозоя произошли события более крупного масштаба. К западу от эпиар-хейского Русско-Украинского континента раскрылся настоящий океанский бассейн, давший начало в конце зона Свекофеннидам Балтийского щита и их недавно выявленному южному продолжению в странах Балтии и Белоруссии. В этом бассейне в интервале 1,9-1,83 млрд лет т.н. получили развитие многочисленные энсиматические вулканические дуги с разделявшими их окраинными морями, т.е. сложилась обстановка, аналогичная современной западно-тихоокеанской.
Другой бассейн довольно крупного размера, хотя и значительно уступающего свекофеннскому, зародился 2,1-2,0 млрд лет т.н. к востоку от основного Сарматского эократона, между ним и Волго-Уральским эократоном. Его образования развиты в восточной части Воронежского массива и северо-восточной -Ростовского выступа Украинского щита. Бассейн этот, очевидно, подстилался если не настоящей океанской, то субокеанской корой, судя по присутствию турбиди-тов в осадочном разрезе и многочисленных интрузивных тел мафитов-ультрамафитов, которые, как и на Балтийском щите, несут сульфидное медно-никелевое оруденение. К тому же этот Восточно-Воронежский бассейн отделен от западного эократона примерно од-новозрастной Липецко-Лосевской магматической дугой - вероятным свидетелем субдукции коры Восточно-Воронежского бассейна под смежный эократон. Подобная же магматическая дуга - Осницко-Микаше-вическая, образовалась в это же время вдоль западного края Украинского щита, на границе с южным продолжением Свекофеннского подвижного пояса.
Конец раннего протерозоя ознаменовался прежде всего кратонизацией Свекофеннского подвижного пояса, явившейся итогом столкновения вулканических дуг и «захлопывания» промежуточных морей, складчатых деформаций и образования многочисленных, в том числе крупных (Центрально-Финляндский батолит) плутонов гранитоидов. На юге, в Прибалтике и Белоруссии метаморфизм достиг гранулитовой ступени, вероятно, в глубоко эродированном основании вулканических дуг. На востоке и северо-востоке Свекофен-нский комплекс, включая офиолиты, был обдуцирован вдоль Ботническо-Ладожского надвигового фронта на край Карельского эократона, субстрат которого образовал серию окаймленных гранито-гнейсовых куполов в северном Приладожье. Отголоском этих же событий явилась коллизия Кольского и Карельского эпиархей-ских континентальных блоков с образованием Лапландского гранулито-гнейсового пояса и его надвиганием как на Кольский, так и, в большей степени, на Карельский эократон.
По другую, западную сторону новобразованной Свекофеннской складчатой области в интервале 1,84-
1,75 млрд лет т.н. возник мощный Трансскандинавский вулкано-плутонический пояс, очевидно андского типа. В тылу этого пояса в конце раннего и в первой половине среднего протерозоя образовалась серия крупных плутонов гранитов рапакиви-габбро-анор-тозитов коро-мантийного происхождения, распространенных от южной Финляндии и Приладожья до Украины.
Тектоно-магматические процессы палеопротерозоя затронули не только подвижные пояса, разделявшие эпиархейские эократоны, но в той или иной степени привели к переработке и самих этих эократонов, в частности, к метаморфизму перекрывавшего их осадоч-но-вулканогенного чехла, к образованию гранито-гнейсовых куполов и плутонов гранитоидов.
Вся эта активность в пределах основной части Восточно-Европейской платформы практически завершилась к началу мезопротерозоя (рифея), т.е. 1,65 млрд лет т.н. Активные процессы продолжались лишь к западу от Трансскандинавского вулкано-плутоническо-го пояса, в пределах Свеконорвежской провинции, где в течение всего мезопротерозоя со смещением с востока на запад шло развитие вулканических дуг, междуговых и внутридуговых рифтогенных прогибов, завершившееся на рубеже 1,0 млрд лет. Свеконорвежская провинция вошла в это время в состав Гренвильского пояса, спаявшего Лаврентию и Балтику. Элементом этого пояса явилась и Свальбардская платформа на крайнем северо-востоке Европы. Все они вместе стали составными частями новообразованного суперконтинента Родиния.
Тем временем эпикарельская Восточно-Европейская платформа, пережив стадию кратонизации в самом конце раннего - начале среднего протерозоя, вступила в рифее в авлакогенную стадию, т.е. стадию внут-риконтинентального рифтогенеза, продолжившуюся до раннего венда включительно и длившуюся, таким образом, около миллиарда лет (1,55-0,6 млрд лет т.н.). Основная рифтовая система - Среднерусская, пересекла платформу по диагонали с юго-запада на северо-восток, протянувшись примерно вдоль юго-восточного ограничения Фенноскандинавского сегмента фундамента платформы (см. рис.4-8). От этой системы к северо-западу отходили многочисленные более короткие апофизы, достигавшие нынешних Ладожского, Онежского озер и Белого моря, Кандалакшский залив которого наследует один из этих рифтов. Юго-восточная ветвь Среднерусской системы, включающая Пачелм-ский авлакоген, прошла вдоль границы Сарматского и Волго-Уральского сегментов; тем самым «закрепилась» трехчленная сегментация фундамента, выявленная С.В.Богдановой . Другая крупная и сложная рифтовая система- Восточно-Русская, меридионального простирания, протянулась вдоль восточной окраины современной платформы и западного склона Урала. В позднем рифее с началом раскрытия Палеоазиатского океана она превратилась из собственно континентальной в окраинно-континентальную и частично на ее основе образовалась уральская пассивная окраина Восточно-Европейского континента.
Тем временем вдоль северо-восточного края платформы в неопротерозое развивался подвижный пояс Тиманид, охватывавший южную часть Баренцева моря, Канин-Тиманский кряж и Печорскую синеклизу. Далее на восток он, вероятно, пересекал будущий Полярный Урал и сливался с Палеоазиатским океаном (см. гл.5). Развитие этого пояса, отделившего от эпикарель-ской платформы Свальбардскую плиту, закончилось в венде-раннем кембрии складчатостью, метаморфизмом (в основном зелеиосланцевым), внедрением большого числа мелких плутонов основных и среднего состава магматитов, вплоть до субщелочных, и надвиганием вдоль окраин п-вов Варангер и Кольского и Тиманского кряжа па край древней платформы. Складчатая система тиманид составила фундамент Тима-но-Печорской плиты, нарастившей более древнюю платформу.
С неопротерозоя становится возможным восстановить и историю Центральной и Западной Европы. В ее пределах, правда, известны и небольшие фрагменты раннедокембрийской коры - в северной Арморике и Ла-Манше, в Кантабрийско-Аквитанском микроконтиненте - обломки то ли Лаврентии, то ли Западной Гондваиы, «застрявшие» здесь при распаде Родииии, но они не дают оснований для сколько-нибудь достоверных реконструкций.
Большая часть будущей Западно-Европейской платформы от Центральной Ирландии до Южной Полыни, а также находящаяся уже за пределами этой платформы Мезийекая плита представляли в неопротерозое широкую активную окраину Западной Гондваиы с вулканическими дугами, окраинными морями и зонами субдукции, наклоненными к югу, со стороны океана - западного продолжения Прототетиса, переходившего па западе в прото-Япетус, вклинивавшийся между Лаврентием и Амазонией. Ось спрединга этого океана более или менее уверенно намечается лишь в одном районе - на о. Англси у северного побережья Уэльса; ее дальнейшее протяжение к западу и востоку проблематично: несколько более молодые, венд-раи-некембрийские офиолиты появляются в Южных Карпатах и Северных Балканах. В пределах же гондванской окраины Прототетиса присутствовали отдельные, видимо сравнительно небольшие фрагменты раннедокембрийской континентальной коры, уже упоминавшиеся выше.
Эта часть Туранской плиты отделена от Скифской плиты проходящим в море Аграханско-Гурьевским разломом (Гурьев ныне называется Атырау), граничит на севере вдоль Южно-Эмбенского шва с Прикаспийской синеклизой, на востоке вдоль меридиональных разломов Урало-Оманского линеамента с погребенным продолжением палеозойского Урала и на юге отделена разломом вдоль южного ограничения Кубадаг-Большебалханской зоны поднятий от Западно-Туркменской впадины, относящейся уже к Альпийско-Ги-малайскому поясу.
Фундамент плиты почти полностью скрыт под осадочным чехлом , обнажаясь лишь на небольших участках в Туаркыре и Кубадаге. Но он пересечен довольно многочисленными скважинами и изучен по данным магнитометрии, гравиметрии и частично сейсморазведки. За исключением Северного Устюрта (см. ниже) и Кубадага, он повсеместно представлен в своей верхней, изученной бурением части средне- и верхнепалеозойскими образованиями. Основную роль среди них играют метаморфизованные в зеленосланцевой фации осадочные и вулканогенные, очевидно острово-дужные образования. В Туаркыре известны выходы офиолитов, которые могут иметь раннепалеозойский возраст. Офиолитовые швы - сутуры, намечены по геофизическим данным также вдоль южного ограничения Северного Устюрта и вдоль северной и южной периферии Карабогазского блока. Верхний комплекс фундамента, вероятно, включающий верхи нижнего карбона, остальной карбон и по крайней мере нижнюю пермь, сложен мелководно-морскими, терригенными, причем в значительной мере относительно крупнообломочными, а также карбонатными отложениями с участием вулканитов. Эти отложения метаморфизова-ны в низших ступенях зеленосланцевой фации. В пределах Северного Устюрта средний и верхний палеозой не метаморфйзованы и уже не относятся к фундаменту, который имеет здесь более древний возраст. На остальной площади плиты палеозойский фундамент включает значительное число плутонов гранитоидов, наиболее широко распространенных в Карабогазском блоке и в ограничивающей его с юга зоне Кубадага-Большого Балхана. Здесь возраст таких плутонов охватывает интервал от 450 до 190 млн лет, но эти радиометрические датировки, полученные К-Ar методом, ненадежны, особенно в отношении более древних образований.
В поздней перми, но главным образом в триасе активно развивались рифтовые троги, из которых основной Мангышлакско-Карашорский представлял непосредственное продолжение Донецко-Каспийской рифтовой системы. Он испытал инверсию в ранне-киммерийскую эпоху, на рубеже триаса и юры, сопровождавшуюся довольно интенсивными складчато-над-виговыми деформациями и образованием горного рельефа. Последний частично возродился на неотектоническом этапе развития региона, создав так называемый Горный Мангышлак (хр. Каратау). Другая подобная же зона выражена невысоким Туаркырским кряжем. Она рассматривается либо как смещенное по сдвигу юго-восточное продолжение Донецко-Мангыш-лакской рифтовой системы (Ю.А.Волож и др.), либо как самостоятельная рифтовая зона того же типа и возраста, продолжающаяся на запад в Каспийское море (В.И.Попков и др.) и аналогичная подобным же зонам Предкавказья и Крыма. За пределами этих зон отложения верхней перми и триаса либо отсутствуют (на крайнем юге), либо представлены значительно менее мощными красноцветными континентальными (на севере) или мелководно-морскими осадками.
Накопление плитного чехла началось на Западно-Туранской платформе, как и на Скифской, в юре, с отложения континентальной, затем паралической терри-генной формации в основном среднеюрского (включая келловей) возраста; верхняя юра сложена карбонатами. В конце юры платформа испытала осушение, сменившееся в начале мела трансгрессией, которой на юге предшествовало отложение континентальных красно-цветов. Отложения нижнего мела и сеномана мелководно-морские, терригенно-карбонатные, а верхнего мела (турон-сенон) карбонатные. Нижний палеоген, так же преимущественно карбонатный, отделен от мела перерывом; олигоцен и нижний миоцен глинистые (более мелководный аналог майкопской серии Предкавказья), средний и верхний миоцен - прибрежно-мелко-водный (известняки-ракушечники и т.п.). В плиоцене-квартере почти вся платформа, за исключением самой южной части, где проявилась акчагыльская трансгрессия, испытала осушение и дифференцированное поднятие.
Самым северным элементом структурного плана Западно-Туранской платформы является пограничная
с Прикаспийской синеклизой Южно-Эмбенская зона, которой отвечает погребенное поднятие, сформированное в позднем визе в результате инверсии позд-недевонско-раннекарбонового рифта, вероятно являвшегося ответвлением Донецко-Мангышлакской рифтовой системы. Поздневизейские деформации, вероятно, носили характер транспрессии, с левосдвиговой компонентой.
Южно-Эмбенская зона отделяет Прикаспийскую синеклизу от Северо-Устюртской, имеющей форму треугольника, наиболее широкой стороной которого является восточная, меридиональная. Эта синеклиза наложена на блок континентальной коры байкальского возраста, судя по единичным вскрывшим фундамент скважинам. Глубина синеклизы достигает 12 км, из которых ~5 км приходится на юрско-кайнозойский комплекс. Ниже последнего вскрыты красноцветная континентальная толща триаса - верхней перми и се-роцветная мелководно-морская толща нижней перми - карбона, верхняя часть которой имеет карбонатно-глинистый состав с подчиненными вулканитами, а нижняя -вулканогенно-обломочный с существенным участием вулканитов основного и среднего состава. Наиболее древние отложения чехла, достигнутые бурением, имеют верхнедевонский возраст. На востоке, в Приара-лье, скважины вскрыли среднепалеозойские отложения, испытавшие некоторый метаморфизм. Доюрский комплекс в синеклизе отделен несогласием от юрских отложений и в отличие от последних обнаруживает заметную дислоцированность.
С юга Северо-Устюртскую синеклизу ограничивает зона поднятий, наиболее значительным из которых является Северо-Бузачинский свод. Центрально-Устюртская полоса прогибов отделяет эту зону от Централь-но-Мангышлаке кой зоны раннекиммерийской складчатости, упоминавшейся выше. Последняя же сопровож-давется с юга довольно глубокой Южно-Мангышлакской зоной прогибов, выполненных триасовыми и более молодыми отложениями. К ее юго-западной части примыкает расположенное на побережье Каспия Песчано-мысекое поднятие, представляющее северо-восточное окончание пересекающей Каспийское море от дельты р.Самур полосы поднятий. Южнее в море продолжается Туаркырскаязона раннекиммерийских дислокаций, образующая одновременно северо-восточное обрамление Карабогазского свода, наиболее крупного структурного элемента юга Западно-Туранской плиты, западная часть которого скрыта под водами Каспийского моря. Кровля фундамента в центральной части этого свода залегает на глубине менее 1 км, а сам фундамент сложен в основном палеозойскими гранитоида-ми. С юго-запада Карабогазский свод окаймляется поднятием Кубадага-обнаженным отрезком краевого по-зднепалеозойско-триасовоговулкано-плутонического пояса. По крупному разлому он граничит с Келькор-ским неогеновым прогибом-северным элементом Западно-Туркменской молассовой впадины альпийского пояса .
Основные структурные элементы чехла Западно-Туранской плиты прослеживаются на западе, в море, на расстояние нескольких десятков километров, а затем «растворяются» в широкой моноклинали, образующей северо-восточный борт Терско-Каспийского прогиба.
Структурный план Скифской платформы определяется сочетанием субширотных, унаследованных от фундамента и триасовых прогибов, и субмеридиональных, новообразованных элементов, ограниченных флексурно-разломными зонами, наследующими поперечные разломы фундамента. Наиболее крупной из последних структур является Ставропольский свод, лишь в альбе затопленный морем, а после сармата вновь испытавший абсолютное поднятие. Он разделяет Азово-Кубанскую и Терско-Кумскую впадины. В Крыму сходную роль играет Центрально-Крымское (Симферопольское) поднятие. В самой северной части платформы, близ границы с древним кратоном, а на востоке - с Кряжем Карпинского, простирается полоса прогибов, включающая Каркинитский, Сивашский, Ейский, Восточно-Манычский прогибы. На юге платформы помимо упомянутых передовых прогибов следует отметить неглубокую Альминскую впадину в юго-западном Крыму, открывающуюся в Черном море.
Фундамент Скифской платформы почти полностью скрыт под покровом мезозойско-кайнозойского осадочного чехла и изучен лишь по данным бурения и геофизики. Главную роль в его сложении играет верхнедевонско-нижнекарбоновый темнослан-цевый комплекс, испытавший начальный метаморфизм, интенсивные деформации и прорванный интрузиями позднепалеозойских, в основном верхнепермских гранитоидов. Подчиненное участие в его сложении принимают песчаники и вулканиты спилито-ке-ратофирового типа. На севере, по данным сейсмики, под этот комплекс погружается раннедокембрийский фундамент, лежащий на продолжении Ростовского выступа Украинского щита. А на юге, к югу от Кисловодска в Предкавказье и на небольшой глубине в районе Симферополя в Крыму из под него выступает зеле-носланцевый комплекс позднерифейского возраста. Под Кисловодском он несогласно перекрывается шель-фовым вендом-силуром и на нем аллохтон но залегают офиолиты, очевидно надвинутые со стороны Передового хребта Большого Кавказа (см. раздел 11.2). Следы офиолитов обнаружены и в районе Симферополя в Крыму.
Деформации, создавшие складчатую структуру и приведшие к метаморфизму среднепалеозойского комплекса, начались в середине визейского века раннего карбона. Они превратили будущую Скифскую платформу в ороген. В перми он начал испытывать коллапс и в его пределах местами, особенно в северной полосе, пограничной с Восточно-Европейской платформой, возникли грабен-прогибы, заполнявшиеся красноцвет-ной грубой континентальной молассой.
В северо-восточной части Скифской платформы, пограничной с Прикаспийской синеклизой древней платформы, выделяется обособленная погребенная складчатая зона, известная под названием Кряжа Карпинского, или Донецко-Каспийской. Эта зона лежит на непосредственном восточно-юго-восточном продолжении Донбасса и генетически с ним связана, представляя более восточное звено той же крупной рифтовой системы, заложенной в начале позднего девона. Дальнейшая история Кряжа Карпинского отличается как от истории Донбасса, так и от истории основной части Скифской платформы. После франского этапа начального рифтинга, эта зона в фаменско-турнейское время испытала спокойное погружение, недокомпенсирован-ное накоплением относительно глубоководных глинистых осадков, а затем, в визейско-ассельское время, -более ускоренное, с заполнением прогиба более гру-бокластическими, в верхах флишоидными осадками. В ранней перми, после сакмарского, но до кунгурско-го века проявилась первая фаза деформаций, за которой последовала инверсия прогиба и надвигание его выполнения на край Прикаспийской синеклизы. В триасе Донецко-Каспийская зона вновь испытывает слабое погружение, а на границе с юрой - раннекимме-рийскую фазу деформаций, завершившую создание се-веро-вергентной складчато-надвиговой структуры этой зоны. Амплитуда ее надвигания на Прикаспийскую синеклизу достигла нескольких дестков километров. После некоторой эрозии Кряж Карпинского был перекрыт юрским и более молодым чехлом, общим с чехлом смежных древней и молодой платформ.
В триасе на площади Скифской платформы проявилась трансгрессия с накоплением комплекса мелководно-морских и лагунных карбонатно-терригенных осадков, сходных с западноевропейским трехчленным комплексом. Одновременно наряде участков она подверглась рифтингу с заложением параллельных субширотных грабен-прогибов, отложения которых являются более глубоководными, глинистыми и содержат пачки бимодальных вулканитов. Завершилось это развитие в конце триаса - начале юры эпохой деформаций, проявившейся в две фазы и сопровождавшейся инверсией рифтовых прогибов с образованием над ними в более молодом чехле линейных поднятий-валов (Каркинитский в Крыму, Центрально-Азовский, Ейско-Березанский в Предкавказье).
В самом конце триаса в пределах Скифской платформы возник вулканический пояс андского типа, связанный с субдукцией коры Неотетиса.
С юры на Скифской платформе началось накопление собственно плитного чехла. В его основании залегает паралическая, а выше мелководно-морская террп-генная формация нижней-средней юры, имеющая неповсеместное распространение. Наибольшей мощности она достигает в Преддобруджинском и Предгорнок-рымском прогибах, где приобретает характер молас-сы. В поздней юре северная часть платформы испытала осушение, а на юге в Предкавказье во второй половине мальма возникло два солеродных бассейна -Кубанский и Терский, расположенные в тылу барьерного рифа, ограничивавшего с севера глубоководный бассейн Большого Кавказа. На рубеже юры и мела проявилась регрессия, вскоре сменившаяся нарастающей трансгрессией. Отложения нижнего мела в низах карбонатные, в остальной части терригенные, песчано-глинистые, включая сеноман. В позднем мелу транг-рессия достигает максимума; карбонатные отложения верхнего мела - нижнего палеогена, по существу, образуют покров, общий с Русской плитой.
В олигоцене на юге платформы началось формирование передовых прогибов - Индоло-Кубанского, Восточно-Кубанского, Терско-Каспийского, в дальнейшем заполнявшихся мощными молассами. Олигоцен-неогеновые отложения меньшей мощности и более мелководные и прибрежные распространены и в пределах остальной, более северной части платформы.
В то время как на западе Восточно-Европейская древняя платформа вдоль линеамента Тейсейра-Торн-квиста граничит с Западно-Европейской молодой платформой, на юге она окаймляется другой молодой платформой - Скифской, отделяющей ее от Добруджин-ско-Копетдагской ветви Альпийско-Гималайского подвижного пояса и простирающейся от южного продолжения линеамента Тейсейра-Торнквиста до Аграханско-Гурьевского разлома, пересекающего северную часть Каспийского моря. Непосредственным восточным продолжением Скифской платформы по другую сторону этого разлома служит Туранская платформа, вернее, ее западная часть, лежащая к западу от полосы меридиональных резломов, входящих в систему так называемого Урало-Оманского линеамента. Восточная часть Туранской платформы наложена на Палеоазиатский палеозойский подвижный пояс и рассматривается поэтому в следующей главе (см. гл.5). Хотя Западно-Туранская платформа географически находится также в пределах Азиатского материка, геологически, по своему фундаменту и по положению в обрамлении Восточно-Европейской платформы может быть отнесена еще к Европе. Фундамент как Скифской, так и Западно-Туранской платформ является в основном герцинским и составляет, по существу, восточное продолжение западно- и среднеевропейских герцинид, обнаруживая наибольшее сходство с их внешней - Реногерцинской зоной, вследствие чего Г.Штилле в свое время включил его в состав «ренид». Осадочный чехол по своему разрезу и структуре также во многом сходен с чехлом Западно-Европейской платформы.
ЛинеаментТейсейра-Торнквиста делит Европу на две части, резко отличающиеся по мощности коры и литосферы, по тепловому потоку, что отражает кардинальные отличия в истории формирования их современной континентальной коры. За исключением фрагментов раннедокембрийской коры, в составе Гебридского, Северо-Армориканского и погребенного Кантабрийско-Аквитанского массивов, кора Западно-Европейской платформы имеет в основном неопроте-розойско-палеозойский возраст и сформирована в процессе кадомского, каледонского и герцинского текто-генеза. Соответственно наиболее раннее образование чехла, с начала палеозоя имело место в пределах английского Мидленда и севера Армориканского массива, Верхнесилезского, Малопольского массивов и Мёзийской плиты. Мощность кембрия и силура Мидленда (ордовик развит лишь на периферии) достигает 2 км; выше залегает девонский Олд Ред и остальной разрез чехла является уже общим с эпикаледонской платформой.
Эпикаледонский чехол распространен на Британских о-вах к северу от герцинского фронта и на Шпицбергене. В его основании залегает «верхний Олд Ред» позднедевонекого возраста и континентального, озер-но-речного происхождения. Морские отложения тур-нейского яруса развиты неповсеместно, зато визейские наиболее широко и представлены так называемым каменноугольным известняком. Его перекрывает «жерновой песчаник» намюра, а выше следует лимническая угленосная формация вестфала. Средне-позднепалео-зойский чехол выполняет грабен Срединной долины Шотландии, Нортумберлендский прогиб на месте су-туры Япетуса, широко развит в Северной Англии и в Ирландии. Деформирован этот чехол весьма неравномерно, причем интенсивность деформаций возрастает, естественно, к герцинскому фронту на юге. Дислокации чехла то наследуют каледонские структуры фундамента, то существенно отклоняются от их простирания. При этом фундамент оказывается местами разбитым на блоки, поднятые или опущенные; на первых разрез чехла резко сокращается за счет выпадения его низов. Угленосный средний карбон выполняет впадины - каменноугольные бассейны. Весьма примечательной структурой являются «Малвернская ось» - меридиональный разлом, пересекающий посредине массив Мидленда и продолжающая его к северу Пеннинская гряда.
Пермо-мезозойский и кайнозойский чехол является общим для всей внеальпийской Европы. Его образование в пределах герцинид началось в середине ранней перми, после заключительной для герцинского орогенеза заальской фазы складчатости. Наиболее крупной структурой этого молодого чехольного комплекса является Североморско-Среднеевропейская мега-синеклиза. Ее формирование началось в ранней перми с образования двух самостоятельных впадин субширотного простирания-Польско-Северогерманской на юге и Северо-Североморской на севере, разделенных Центральным Североморским поднятием, продолжавшимся поднятием Рингкёбинг-Фюн на востоке. Погружение Польско-Северогерманской впадины сопровождалось обильным бимодальным вулканизмом.
В поздней перми уже вся Североморская область и Польско-Германская низменность были затоплены морем и превратились в огромный Цехштейновый бассейн, в Польше, Литве и Латвии распространившийся и на окраину Восточно-Европейской платформы. Однако широтное поднятие, пересекавшее в ранней Перми Северное море, сохранило роль подводного раздела между двумя солеродными впадинами; на нем осаждались лишь карбонаты и сульфаты. Цехштейно-вая соленосная толща вместе с солями верхов нижней перми в дальнейшем послужила источником формирования многочисленных соляных структур Северомор-ско-Среднеевропейской мегасинеклизы.
Уже в ранней перми на северо-восточной периферии будущей мегасинеклизы возник высокомагматич-ный рифт грабена Осло с продолжением на юг через Скаггерак вплоть до поднятия Рингкёбинг-Фюн. А на рубеже перми и триаса началось формирование осевой рифтовой системы Североморского бассейна- меридиональных грабенов Викинг и Центрального, которые развивались затем до раннего мела включительно, накопив толщу осадков значительной мощности. После чередования в триасе и начале лейаса континентальных и лагунных условий, к середине ранней юры морской режим распространился на весь мегабассейн, с установлением его связи с арктическими морями на севере и Тетисом на юге. В байосе в центре Северного моря на фоне образования крупного куполовидного поднятия на тройном рифтовом сочленении (с рифтами Викинг и Центральный здесь сочленяется широтный рифт Морей-Ферт, зарождающийся у побережья Шотландии) произошла мощная вспышка щелочно-базальтового вулканизма. В поздней юре возобновилось общее погружение Североморского бассейна, арифтииг
достиг своей кульминации в конце этой эпохи и к середине мела практически закончился, сменившись общим опусканием бассейна с накоплением до 3,5 км обломочных осадков кайнозоя, подстилаемых карбонатным верхним мелом. (До этого в мезозое преобладала глинистая седиментация на севере, карбонатная на юге.)
Мощность земной коры уменьшена в осевой части Североморской впадины до 20-25 км против 30-35 км под Британией и Скандинавией. Предполагается, что утонение произошло в основном за счет нижней коры при внедрении в нее продуктов основного мантийного магматизма (П.Циглер).
Южным и юго-восточным продолжением Североморского бассейна является Польско-Северогерманская впадина, заложенная еще в ранней перми, развивавшаяся практически в течение всего мезозоя. На востоке она достигает линии Тейсейра-Торнквиста, вдоль которой также еще в перми возник рифтогенный прогиб, продолжающийся к северо-западу в Данию и поэтому именуемый Датско-Польским. Его северная часть отделяется от Северогерманской впадины поднятием Рингкёбинг-Фюн. Польская часть этого прогиба на рубеже мела и палеогена испытала инверсию с образованием Куяво-Поморской зоны дислокаций («плакантиклинорий» по Е.Зноско). Западнее, уже в Германии, сходное простирание имеет так называемый блок Помпецкого, за которым расположена наиболее глубокая Нижне-Саксонская впадина, подобно Датско-Польской испытавшая инверсию в сеноне. В западной части Польско-Северогерманского бассейна господствующее значение имеют структуры северо-севе-ро-восточного направления, лежащие на продолжении рифтовой зоны грабен Осло-грабен Бамбле (в проливе Скаггерак)-грабен Хорн (в Северном море) или ей параллельные. К числу таких структур относятся глубокий юрский грабен Гифхорн и соляные валы Нижней Саксонии и Шлезвиг-Гольштейна. Кроме того, вдоль юго-западного края Северогерманской впадины располагаются прогибы, подобно Датско-Польскому и Нижнесаксонскому испытавшие инверсию в конце мела.
В течение кайнозоя, особенно с конца эоцена, происходило постепенное обмеление и осушение ПольскоСеверогерманской синеклизы. Но одновременно началось развитие Западноевропейской рифтовой системы , которая как бы нарастила к югу Североморскую и Норвежско-Датскую (Осло-Хорн), протянувшись от южного побережья Северного моря к Средиземному морю. Система эта включает Нижнерейнский и Гессенский грабены, образующие тройное сочленение на юге с Верхнерейнским грабеном (рис.4-24); последний со смещением к западу вдоль трансформного разлома продолжается грабеном Бресс и далее Ронс-ким, выходящим к Средиземному морю и открывающимся в его Алжиро-Прованскую впадину. Рифтинг сопровождался вспышкой щелочно-базальтового вулканизма, наиболее мощно проявленного в Верхнерейнском грабене (вулкан Кайзерштуль и др.). Одновременно с погружением дна Верхнерейнского грабена, достигшим 3,5 км, происходил подъем ограничивающих его горных сооружений Вогез и Шварцвальда (до 1,5 км). Мощность коры уменьшена под этим грабеном до 24 км против 30 км в его плечах. Вся Западно-Европейская рифтовая система характеризуется повышенным тепловым потоком и сейсмичностью; недавно в Нидерландах, близ Маастрихта, произошло крупное землетрясение.
В западном крыле Ронского грабена находится поднятие Центрального Французского массива, увенчанного молодой вулканической областью Овер-ни и осложненное рифтом Лимани, параллельным Ронскому.
Грабены Западно-Европейской системы заполнены морскими и лагунными отложениями олигоцен-миоце-на и континентальными плиоцен-плейстоцена. Они содержат месторождения каменной и калийных солей (на юге), бурого угля (на севере), нефти и газа.
В западной части Западно-Европейской молодой платформы расположено еще несколько впадин, в том числе Парижский и Аквитанский бассейны. Парижский (Англо-Парижский) бассейн имеет овально-округлую форму и представляет довольно плоскую впадину, глубиной немного более 3 км. Он расположен между Армориканским массивом на западе, Центральным на юге, Вогезами и Арденнами на востоке. Заложение бассейна относится к раннему триасу, но в его основании обнаруживаются два грабена-рифта, выполненных пермской континентальной молассой, один юго-западного, другой северо-западного простирания. Над их сочленением и возник, очевидно, этот бассейн; кроме того, в его герцинском фундаменте проходят две крупных зоны разлома - более западная меридиональная, идущая из Центрального массива, и более восточная, северо-западного простирания.
Выполнен Англо-Парижский бассейн полной серией мезозойских и палеогеновых отложений; его разрезы нижней юры, верхнего мела и палеогена стали классическими. В своем палеогеографическом развитии бассейн испытал попеременное влияние арктических, атлантических и тетических морей, с которыми был связан проливами.
Осадочное выполнение бассейна в общем деформировано слабо. Исключение составляет его северовосточное крыло, осложненное инверсионным складчатым поднятием - сложный вал Уилд-Пэи-де-Брей. Кроме того, в чехле бассейна частично продолжаются разрывы, осложняющие его фундамент.
Парижский бассейн через порог Пуату между Армориканским и Центральным массивами связан с Аквитанским бассейном юго-западной Франции. Бассейн этот ограничен на севере Армориканским, на востоке Центральным массивами, на юге на него наложен Предпиренейский прогиб, а на западе он открывается в Бискайский залив, представляющий его океанское продолжение. Подобно Парижскому, Аквитанский бассейн был заложен в триасе и, опять же, как и первый, вероятно, на основе расположенного на юге, перед Пиренеями, погребенного стефано-пермского молассового прогиба. В триасе погружение испытала южная часть бассейна, причем в верхах триаса получили развитие эвапориты, с которыми в дальнейшем были связаны проявления диапиризма. В юре трансгрессия распространилась на север, «перешагнув» через флексуру западо-северо-западного простирания, проходящую через Тулузу, и достигла «пролива» Пуату с установлением связи с Парижским бассейном. Се-веро-Аквитанская флексура продолжается на запад вдоль северо-восточного континентального склона Бискайского залива. Юрская морская карбонатная формация переходит к востоку в лагунную, с участием эвапоритов. В конце юры бассейн распался на два широтных прогиба, разделенных поднятием. Более глубокий южный прогиб в раннем мелу опоясывается барьерным рифом. В эту же эпоху начинает проявляться галокинез. В позднем мелу южный прогиб углубляется и отчетливо продолжается в раскрывшийся к тому времени Бискайский залив. Бассейн постепенно заполняется осадками, в основном карбонатными, по периферии обломочными. Появляются олистостромы, а в позднем эоцене южный прогиб в связи с орогенезом Пиренеев превращается в их передовой молассовый прогиб, а северная часть бассейна испытывает осушение. Суммарное погружение фундамента достигает на юге 10, на севере 7 км. Южным ограничением бассейна становится Северо-Пиренейский фронтальный шарь-яж, продолжающийся вдоль южного континентального склона Бискайского залива. Внутренняя структура бассейна характеризуется развитием нескольких рядов брахиантиклиналей с диапировьши ядрами.
Помимо трех кратко описанных выше основных впадин - бассейнов Западно-Европейской платформы, в ее пределах существует еще две значительно менее глубокие и плоские впадины - Южногерманская между Шварцвальдом и Богемским массивом и Иберийская в центральной части полуострова, к югу от Пиренеев. Первая из этих впадин на юге переходит в Пре-дальпийский молассовый прогиб, вторая - на севере -вЮжно-Предпиренейский прогиб. Строение Иберийской впадины осложнено в средней части инверсионным складчатым поднятием Кельтиберийских гор, возникшим на месте рифтогенного прогиба, испытавшего в мезозое погружение на 3,5 км.
Еще одной структурой Западно-Европейской платформы, заслуживающей упоминания, является Лузи-танский периокеанский прогиб, протягивающийся вдоль атлантического побережья Португалии и заполненный юрскими, меловыми и кайнозойскими отложениями мощностью до 4,5 км. Он включает и прилегающую полосу шельфа и континентального склона и обязан своим происхождением раскрытию соответствующего
сегмента Атлантики. Прогиб отделен разломом от Иберийской Месеты и пересечен поперечными разломами, связанными с трансформными разломами океана и сдвигами Месеты. В нем известны проявления соляной тектоники (соль раннеюрского возраста) и щелочного магматизма.
Поскольку герциниды Магриба представляют явное продолжение европейских, точнее, иберийских герцинид, их описание было целесообразно включить в главу, посвященную внеальпийской Европе. Правда, между герцинидами Магриба и Иберийской Месеты расположены альпийские Бетская Кордильера,Эр-Риф и Телль, в строении которых также имеются палеозойские элементы, испытавшие герцинские деформации и метаморфизм. Представляется, однако, предпочтительным отложить их рассмотрение до главы «Альпийско-Гималайский пояс», а здесь коснуться лишь тех герцинид, которые вошли в фундамент эпи-палеозойской платформы Северо-Западной Африки. Их основные обнажения приурочены к Марокканской Месете и Высокому Атласу; восточнее имеются отдельные выходы в ядрах антиклиналей Среднего Атласа и среди Высоких Плато.
В основании палеозойского комплекса в Высоком Атласе выступает, как и в европейских герцинидах, кадомский (здесь панафриканский) комплекс с характерными кислыми вулканитами в кровле. Нижний кембрий представлен карбонатами, а выше, вплоть до визе,развиты преимущественно глинистые или флишевые отложения, с подчиненными карбонатами в нижнем-среднем девоне и в визе и вулканитами в кембрии. При этом в раннем и среднем палеозое обособляются две зоны, простирающиеся в северо-северо-восточном -северо-восточном направлении-относительно приподнятый блок в прибрежной части Месеты с «карбонатными платформами» нижнего кембрия и нижнего-среднего девона и более восточный прогиб с накоплением мощных песчано-глинистых осадков, включая турби-диты фамена-динанта. Первая фаза палеозойских деформаций приходится на ранний девон, но более интенсивные деформации начинаются в позднем девоне и достигают кульминации в позднем визе, когда образуются даже тектонические покровы. Тогда же начинает проявляться и магматическая активность-вулканизм, образование первых гранитных плутонов и эпизональный метаморфизм. В конце визе - намюре поднятия сменяются трансгрессией, но вскоре начинается новое осушение, формирование межгорных впадин с паралическим угленакоплением и на краю докем-брийской платформы - каменноугольного бассейна Колон-Бешар-Кенадза типа передового прогиба. Эта нижняя моласса сминается в складки в конце вестфа-ла, а в стефане - ранней перми (отене) возникает новая генерация молассовых впадин. В это же время образуется главная масса плутонов гранитоидов, наиболее поздние из которых (пермские) являются уже щелочными. В заключительные фазы герцинского орогенеза большое значение, как и везде, приобретают перемещения по сдвигам. Оформляется Южно-Атласская зона разломов вдоль северной границы докембрийской Африканской платформы.
Герцинская складчатая зона Магриба, характеризующаяся меридиональным или северо-восточным простиранием на севере Марокко, южнее приобретает широтное простиранием и с ним продолжается в Алжире.