Кантабрииская зона вплоть до среднего карбона развивалась в платформенном режиме, представляя собой, очевидно, часть Кантабрийско-Аквитанского микроконтинента с раннедокембрийским фундаментом. Маломощный неопротерозойский-ран некаменноугольный чехол представлен мелководными обломочными, глинистыми и карбонатными осадками, но в намюре-вестфале происходит мощное (до 6 км) погружение с накоплением турбиднтов и паралических угленосных отложений, заполняющих Астурийский каменноугольный бассейн. Весь этот комплекс осадков испытывает интенсивные деформации в конце веетфа-ла - начале стефана, что и дало основание Г.Штилле выделить астурийскую фазу складчатости. Складчатость Кантабрийской зоны типично тонкокожая - чехол сорван с фундамента и не только смят в крутые складки, но образует чешуи и тектонические покровы, перемещенные к востоку и несогласно перекрытые спокойно залегающими вестфалом D и стефаном.
Юго-западный фланг герцииского орогена Иберии представлен двумя зонами: Qcca-Морена и Южно-Португальской. Зона Осса-Морена отделена от смежных Центрально-Иберийской и Южно-Португальской зон офиолитовыми сутурами Коимбра-Кордоба и Бежа-Акебучес - следами закрытия двух бассейнов с океанской корой. Вдоль первой сутуры зона Осса-Морена надвинута на Центрально-Иберийскую, вдоль второй - на Южно-Португальскую. Сама зона обладает кадом-ским фундаментом, причем неопротсрозойский комплекс здесь достигает весьма значительной мощности. Он с резким несогласием перекрыт кембрием, также относительно мощным, отвечающим стадии континентального рифтинга, в основном обломочным, в верхней части флишоидным, с участием карбонатов в низах и вулканитов. Уже в раннем ордовике предполагается раскрытие южного океанского бассейна, кора которого начинает подвергаться субдукции в конце силура - начале девона. Соответственно, накопление в пределах зоны мелководных терригенно-карбонатных осадков сменяется ростом вулканической дуги вблизи сутуры. В среднем девоне наступает главная фаза деформаций. Отложения верхнего девона - низов карбона носят флишоидный характер, а с позднего визе начинается переход к молассам. Заключительные интенсивные деформации произошли, как и в других районах Иберии, в конце среднего - начале позднего карбона. Эта фаза деформации сопровождалась здесь становлением многочисленных плутонов гранитоидов, очевидно коллизионных, в отличие от мелких девонских субдукционных. Метаморфизм зоны очень неравномерный.
Южно-Португальская зона имеет более монотонное строение. Она сложена терригенным флишем верхнего девона - нижнего карбона, до намюра и низов вестфада включительно, с участием вулканитов спили-то-кератофирового типа, с которыми связаны известные месторождения пирита, и кремнистых сланцев. Этот флиш смят в сильно сжатые складки юго-западной вергентности, осложненные кливажем и надвигами, местами переходящими в покровы. Плутоны гранитоидов немногочисленны, метаморфизм слабый.
Обращает на себя внимание сходство Южно-Португальской зоны с Реногерцинской Центральной Европы; поэтому она нередко считалась продолжением последней. Однако реконструкции тектонического плана перед раскрытием Атлантики указывают на отсутствие прямой связи между этими зонами, вероятно, вследствие перемещения по упомянутому выше меридиональному сдвигу. Следовательно, здесь наблюдается та же ситуация, что на противоположном конце герцииского орогена Европы между Реногерцинской и Мораво-Силезской зонами.
Заключительные герцинские деформации Иберийской Месеты выразились, как и повсеместно, в сдвиговых смещениях вдоль сутур, носивших левосторонний характер, в противоположность правым сдвигам Ар-мориканского массива.
Рубрика ‘Внеальпийская Европа’ Category
Герцинский складчато-покровный комплекс широко выступает на поверхность в западной части Иберийского п-ова, в плоскогорье Иберийской Месеты, и отчасти в осевой зоне Пиренеев, в прибрежной горной цепи Каталонии и в Кельтиберийских горах в центре полуострова. Схема тектонической зональности иберийских герцинид была разработана в 1945 г. немецким геологом Ф.Лотце и с небольшими изменениями
применяется и в настоящее время. Стало, однако, очевидным, что по крайней мере некоторые зоны разделены офиолитовыми сутурами, вдоль которых они испытали значительные горизонтальные перемещения как вкрест, так и вдоль простирания и фактически представляют самостоятельные террейны. Зоны эти простираются в общем северо-западном направлении, но с приближением к северо-западному углу полуострова заворачивают к северо-северо-западу, северу и даже северо-северо-востоку. В целом ансамбль этих зон имеет антивергентное строение - северо-восточные зоны надвинуты к востоку, юго-западные в общем к юго-западу, а центральное положение в ансамбле занимает Центрально-Иберийская зона , в этом смысле подобная Молданубской зоне Центральной Европы.
Поворот навстречу друг другу при приближении к Атлантике зон Армориканского и Иберийского массивов породил уже много лет назад (Э.Арган, 1924) представление о некогда единой Иберо-Арморикан-ской дуге, дополненное идеей о ее более позднем разобщении в связи с раскрытием Бискайского залива (У.Кэри, 1958), нашедшей еще позднее полное подтверждение . Однако единство этой дуги не означает тождества строения армориканских и иберийских структур и эпох деформации.
Как отмечалось, осевое положение в Иберийском сегменте европейского герцинского орогена занимает Центрально-Иберийская зона. Она характеризуется прежде всего присутствием в основании своей автохтонной части мощного кадомского комплекса, несогласно перекрытого кембрием. В кембрии этот комплекс начал подвергаться рифтингу с накоплением мощного флишоидного комплекса и бимодальным вулканизмом, прерванным на границе с ордовиком кратковременной фазой складчатости. В ордовике и силуре рифтинг и погружение с накоплением песчано-глинистых осадков и бимодальным вулканизмом возобновились. В конце силура- начале девона предполагается переход отриф-тинга к спредингу, вскоре (D,-D3) сменившемуся коллизией ограничивавших бассейн с океанской корой континентальных блоков (см. ниже) и обдукцией офи-олитов к востоку. Коллизия достигла кульминации в
конце среднего - начале позднего карбона и привела к образованию обширного тектонического покрова офи-олитов, метаморфизованных в амфиболитовой или даже гранулитовой фации. Останцы этого покрова сохранились в северной части зоны; их природа долю оставалась дискуссионной.
Центрально-Иберийская зона по своей восточной, на юге северо-восточной границе надвинута на зону Запабнои Астурии и Леона, отвечающую раннепалео-зойскому прогибу, возникшему на том же кадомском основании, выступающем в пограничных со смежными зонами антиформах. Мощные и согласно залегающее терригенные кембрий и ордовик сменяются маломощным силуром. После этого, но не позднее среднего карбона зона подверглась интенсивной восточно-вер-гентной складчатости с образованием изоклинально-чешуйчатой структуры, внедрением мелких штоков гранитоидов и надвиганием на смежную с востока Кан-табрийскую зону.
Этот сегмент, охватывающий юг Британских о-вов и всю внеальпиискую территорию Франции, содержит
более полное сечение герцинского пояса, чем Центральный и Восточный, так как включает южное крыло оро-гена. Северный надвиговый фронт орогема, простираясь в западо-северо-западном направлении, пересекает Ла Манш, продолжается в пределы южной Англии и через Бристольский залив и Ирландское море протягивается в юго-западную Ирландию. Перед этим фронтом на юге Англии и Уэльса располагаются два каменноугольных бассейна, относящихся к «Угольному каналу Европы» и, следовательно, принадлежащих передовому герцинскому («субварисскому») прогибу. По возрасту и составу выполняющей их молассы и времени и стилю ее деформаций они в общем достаточно сходны со своим продолжением на континенте. Сам надвиговый фронт подобен Южному надвигу Франции и Бельгии, а простирающаяся южнее сложенная девоном и нижним карбоном зона Девоншира и Корнуолла по составу отложений, включающих девонские вулканиты и кульм, и по своей северо-вергентной на-пряжениоскладчатой и чешуйчатой перед фронтом структуре вполне напоминает Реногерцинскую зону Центрального сегмента, очевидно, продолжением которой и является. Единственное серьезное отличие -присутствие огромного гранитного батолита, выступы которого прослеживаются до края континентального шельфа.
На мысе Лизард в Корнуолле находятся уникальные обнажения, демонстрирующие надвигание (обдук-цию) на девонский флиш Реногерцинской зоны мета-офиолитового комплекса, датированного в 375 млн лет (начало позднего девона). Недавно в его составе обнаружены ордовикские офиолиты. Отторженцы шель-фовых карбонатов ордовика, силура и нижнего девона североармориканского типа встречаются вместе с офиолитовым материалом в олистостроме к северу от надвига. Некоторые исследователи усматривают в Л и-зардском комплексе продолжение Среднегерманского поднятия. Во всяком случае, речь может идти о продолжении сутуры между этим поднятием и Реногерцинской зоной.
По южную сторону Ла Манша, включая Нормандские о-ва, располагается Арморикапский массив, состоящий из трех блоков разного состава и строения, представляющих, очевидно, самостоятельные террейны. О северном из них, с докембрийской, в основном эпикадомской континентальной корой, уже шла речь выше в разделе 4.4.1. Обломочный и вулканогенный кембрий, залегающий на этом фундаменте, может рассматриваться либо как кадомская моласса, либо как продукт рифтинга. Выше трансгрессивно залегает ордовик, начинающийся аренигским «армориканским песчаником» и продолжающийся глинистыми сланцами, песчаниками и оолитовыми железняками, и силур - граптолитовые сланцы и известняки, а затем девон в фации Олд Реда. Северо-Армориканский блок часто рассматривается как продолжение Среднегерман-ского поднятия, хотя различия между ними довольно очевидны.
Центрально-Армориканская зона в структурном отношении представляет синклинорий; с севера на нее надвинут (с элементами правого сдвига) Северо-Армориканский массив, а с юга она отделена мощной сдвиговой зоной (также правосторонней) от Южно-Армо-риканского блока. На кадомском основании здесь залегает толща морских осадков верхов кембрия -девона с толеитовыми лавами в ордовике-силуре. На границе девона и карбона здесь проявились деформации, которые и дали основание Г.Штилле выделить его бретонскую фазу. В раннем карбоне начались движения по сдвигам, которые сопровождались образованием сдвиговораздвиговых (pull-apart) молассовых впадин с проявлениями континентального толеитового вулканизма. Этот процесс продолжался в среднем-позднем карбоне; ему сопутствовали интрузии гранитоидов -сначала монцогранитов, а затем лейкогранитов.
Центрально-Армориканская зона считается продолжением Саксотюрингской зоны Центрального сегмента, но относительно последней она сильно смещена к северу по правому сдвигу Брей, проходящему в фундаменте Парижского мезозойско-палеогенового бассейна.
Южно-Армориканекий блок характеризуется исключительно сложной структурой пород верхнего протерозоя и нижнего палеозоя с образованием изоклинальных и лежачих складок и даже шарьяжей, высокой степенью метаморфизма и гранитизации. Главное же заключается в присутствии офиолитов силурийского возраста, обдуцированных на юг в «лигерийскую» (равную акадской Северной Америки) эпоху. Высокая тектоно-магматическая активность здесь продолжалась в течение всего карбона. Считается, что Южно-Армориканский блок лежит в одной полосе с северной частью расположенного восточнее Центрального Французского массива; последний же, в свою очередь, связан с южными Вогезами и, через них, с Молдануби-комом. Все они и составляют осевую зону герцинского орогена Европы, которая начала оформляться в качестве поднятия во второй половине девона, в лигерийскую (акадскую) эпоху и получила название Нигерийской Кордильеры. Ее становление, вероятно, было связано с субдукцией коры Саксотюрингского бассейна, но к этому вопросу мы еще вернемся ниже.
Центрально-Французский массив, расположенный к юго-востоку от Армориканского, занимает очень важное место в герцинском ансамбле Европы. В его пределах сходятся структуры двух направлений - с запада армориканского западо-северо-западного и с востока собственно варисского, или рудногорского западо-
юго-западного. Место схождения этих ветвей пересечено разломом, южным продолжением сдвига основания Парижского бассейна, вдоль которого заложен «Большой угольный шов» (Grand sillon houiller).
По современным данным, Центральный массив представляет сложное нагромождение тектонических покровов с убыванием интенсивности метаморфизма сверху вниз (обратная метаморфическая зональность, характерная для структурных комплексов покровного строения). Верхний покров сложен глубоко метамор-физованными породами, получившими в свое время название «лептино-амфиболитовой группы», и состоит в основании из метаофиолитов, испытавших силурийский метаморфизм высокого давления, а в верхней части - из метаморфизованных в девоне анатектиче-ских гнейсов. Амплитуда перемещения этого Арверн-ского покрова оценивается в 150 км.
В северо-восточной части массива из под этого покрова обнажается другой покров, сложенный слабо метаморфизованными отложениями среднего девона -нижнего карбона, разрез которых насыщен бимодальными и заканчивается кислыми вулканитами. Отмечается географическая близость этого комплекса Мор-вана на северо-востоке Центрального массива к выступающему на юге Вогез.
Западнее из под верхнего покрова обнажается другой покров, прослеживающийся из Южной Арморики (Вандея) в Севенны на юге Центрального массива. В его основании снова появляется «лептино-амфибо-литовая группа», перекрываемая граувакково-сланце-вым нижним палеозоем. Внутренняя структура покрова отличается крайней сложностью, с лежачими складками пеннинского типа. Деформации и метаморфизм этого покрова произошли в раннем карбоне.
Для всего Центрального массива характерно широкое распространение гранитов. На севере наиболее древние из них, как и в южной Арморике, имеют кемб-ро-ордовикский возраст и уже в девоне были превращены в гнейсы. Другая фаза гранитообразования имела место здесь на границе девона и карбона, а на юге известны в основном позднекарбоновые граниты.
На крайнем юге к Центральному массиву примыкает небольшой массив Монтанъ-Нуар, резко отличающийся от первого по своему строению. Его северную часть занимает гнейсовый купол, в ядре которого обнажается кадомский комплекс, прорванный гранитами с возрастом 530 млн лет. Этот купол выступает в тектоническом окне, ибо через него переброшен с севера пакет тектонических покровов, сложенный немета-морфизованным палеозоем, от нижнего кембрия до визе включительно. В этом разрезе, достигающем большой (несколько тысяч метров) мощности, имеются перерывы с выпадением верхов кембрия, верхнего ордовика и силура. Кембрий и ордовик в основном терригенные, в среднем ордовике присутствуют кислые вулканиты, девон карбонатный, а нижний карбон флише-вый, типа кульма. Основные деформации наступили после визе, но до стефана.
В среднем карбоне Центральный массив был пересечен крупным разломом - левым сдвигом, вдоль которого возникла мощная зона милонитизации и были заложены в стефане небольшие каменноугольные бассейны. Он находит свое продолжение на севере под Парижским бассейном, вплоть до Ла Манша, выражаясь здесь крупной гравитационной и магнитной аномалией, очевидно, обязанной внедрению основных магматитов. Эта «Большая аномалия Парижского бассейна» имеет глубокое заложение (она смещает границу Мохо) и служит разделом между погребенными продолжениями Армориканского массива на западе, Центрального массива и Арденн - на востоке.
Этот сегмент расположен между сдвигами линий Эльбы и Одера (Одры), параллельными линеаменту Тейсейра-Торнквиста, но отделенными от него в основном каледонидами. В пределах данного сегмента гер-цинская система испытывает поворот к юго-востоку и югу, образуя выпуклую к востоку дугу, как бы прислоненную к линии Одера и частично ею срезанную. При этом северная и отчасти средняя часть дуги здесь оказывается погребенной под мощным чехлом Польско-Германской платформенной впадины.
«Субварисский» передовой прогиб, по данным бурения, прослеживается до р.Варты у Познани, но далее, по-видимому, выклинивается, пока его аналог, или гомолог не появляется вновь далеко на юге, в Верхней Силезии. Основной герцинский надвиговый фронт протягивается выпуклой к северу дугой несколько севернее Берлина и затем, слегка заворачивая к востоко-юго-востоку, срезается линией Одера, а с ним аналогичная судьба постигает, очевидно, и продолжение Ре-ногерцинской зоны. Однако и ее аналог появляется вновь на юге сегмента в виде простирающейся в юго-
западном направлении Мораво-Силезской зоны, отделенной разломом-надвигом от Богемского массива и Западных Судет и, в свою очередь, надвинутой на Вер-хнесилезский каменноугольный бассейн - аналог (гомолог) Субварисского передового прогиба. Сложена Мораво-Силезская зона силурийско-нижнекарбоновым комплексом, который по составу и строению в своей внутренней, северо-западной части весьма напоминает реногерцинский, включая сланцевый силур-дезон с бимодальными (спилиты, кератофиры) вулканитами и флишевый кульм; и опять же, подобно Реногерцини-куму, девон и карбон в более внешней подзоне, на юго-востоке, замещается шельфовыми карбонатами с крас-ноцветами (Олд Ред!) в основании. Эти отложения в Верхней Силезии ложатся на нижний кембрий с балтийской фауной трилобитов; на севере между ними появляются маломощные среднекембрийско-ордовик-ские отложения. Кембрий или прямо девон перекрывают здесь кристаллический фундамент, включающий плутон гранодиоритов, датированный в 580-540 млн лет, последнее доказывает, что этот Верхнесилезскш) массив (Бруновистуликум) принадлежал Восточной Авалонии. Складчато-надвиговые деформации юго-восточной вергентности охватили Мораво-Силезскую зону с конца девона - начала карбона и постепенно распространялись с северо-запада на юго-восток в направлении Верхнесилезского массива.
В конце намюра на этот массив с его маломощным карбонатным среднепалеозойским чехлом был наложен Верхнесилезский каменноугольный бассейн, по своему положению, истории и структуре играющий роль передового прогиба, подобного Рурскому. Он выполнен морским намюром и паралическим угленосным вестфалом общей мощностью до 6 км, заметно смятыми лишь в северо-западном крыле прогиба. На востоке прогиб ограничен Краковской зоной дислокаций (см.ниже), а на юге на него полого надвинуто альпийское сооружение Карпат.
Наиболее сложно построен в Восточном сегменте европейских герцинид вытянутый в северо-западном направлении блок Западных Судет, лежащий на продолжении Саксотюрингской зоны по другую сторону линии Эльбы. Блок этот, ограниченный линиями Эльбы и Одры, представляет, по существу, сложный тер-рейн - коллаж более мелких блоков, которых насчитывается не менее шести. Они разделены примерно поровну Внутрисудетским разломом, простирающимся на северо-запад в общем параллельно ограничениям Су-детского блока, а на юго-востоке разделяющимся на широтную и юго-восточную ветви. Между этими ветвями находится треугольный блок гнейсов Совьих гор, находящийся, таким образом, в центре всего структурного ансамбля Судет. С трех сторон в обрамлении блока выступают офиолиты раннеордовикского возраста,обдуцированные в силуре. Складчатые структуры на остальной площади Судет как бы обтекают блок Совьих гор, имея преимущественно широтное простирание на севере, юго-восточное на юго-западе и северо-северо-восточное на востоке; последнее в общем конформно Мораво-Силезской зоне и пограничному с нею разлому.
На территории за пределами блока Совьих гор и их офиолитового обрамления в строении Судет участвуют породы верхнего протерозоя, метаморфизован-ные в основном в амфиболитовой, отчасти гранулито-вой фации и представляющие, очевидно, кадомский комплекс, и всех систем палеозоя. В кембрии-ордовике присутствуют вулканиты, указывающие на обстановку рифтинга эпикадомской коры, предшествовавшего и частично сопутствовавшего спредингу, представленному офиолитами. Фауна, содержащаяся в этих отложениях к северо-востоку от Внутрисудетского разлома, относится к Балтийской провинции, как и фауна Верхнесилезского и Маловольского массивов, в то время как фауна соседнего Богемского массива является гондванской по своему типу. Это дает основание Г.Оливеру с соавторами предполагать, что именно Внутрисудетский разлом мог являться сутурой, отвечающей закрытию «моря Торнквиста», начавшемуся в позднем ордовике и завершавшемуся в силуре. Это подтверждается и присутствием голубых сланцев по обе стороны данного разлома.
Но активное развитие Западных Судет не закончилось каледонской коллизией. В раннем-среднем девоне Судеты испытали структурную перестройку и региональный метаморфизм и снова были вовлечены в погружение, вероятно, с повторным рифтингом и даже спредингом, и именно тогда вошли в состав Саксотю-рингской зоны герцинид. Отложения верхнего девона - нижнего карбона в фации кульма-граувакка, глинистые сланцы, залегают трансгрессивно и несогласно,в том числе и на глыбе Совьих гор. Затем последовала основная фаза герцинского диастрофизма, которая и получила название судетской и сопровождалась мощным гранитообразованием, но относительно слабым метаморфизмом.
В намюре на центральную часть Западно-Судет-ского блока была наложена Выутрисудетская молассо-вая впадина, вытянутая в том же северо-западном направлении и выполненная угленосной молассой верхнего намюра - вестфала и безугольной, красноцвет-ной - стефана - нижней перми, обе с участием вулканитов, в карбоне кислых, в перми основных.
Этот сегмент ограничен двумя крупными правыми сдвигами - сдвигом Брей на западе с амплитудой до 400 км и сдвигом «линии Эльбы» на востоке. Этот отрезок герцинского пояса ограничен на севере Бра-бантским массивом каледонид, а на юге Предальпийс-ким молассовым прогибом. Он охватывает, по существу, в основном лишь северное крыло орогена, но тем не менее его типичные особенности здесь хорошо представлены.
Наиболее южную зону варисского орогена Ф.Кос-смат назвал Молданубской, произведя это название от рек Дуная и Эльбы (по-немецки Молдау). Главным структурным элементом этой зоны является Богемский-(Чешский) массив, основная часть которого и лежит между названными реками. Ядро массива сложено глу-бокометаморфизованными породами верхнего протерозоя (их гранулитовый метаморфизм долго заставлял предполагать раннедокембрийский или хотя бы грен-вильский возраст), вмещающими батолиты герцинских гранитоидов;это и есть собственно «Молданубикум». На центральную часть массива несогласно наложен Баррандов, или Пражский синклинорий, выполненный неметаморфизованными, содержащими богатую фауну и сравнительно слабо деформированными мелководно-морскими отложениями кембрия - среднего девона, до середины силура обломочными, выше карбонатными. Севернее и западнее палеозойского синклинория обнажается относительно слабо метаморфи-зованный верхний протерозой.
В настоящее время в некоторых тектонических схемах в строении Богемского массива выделяют два самостоятельных террейна: Богемикум, или Баррандиен на северо-западе и собственно Молданубикум на юго-востоке, полагая, что их совмещение произошло лишь в конце палеозоя.
Западным обнаженным продолжением Молданубской зоны считаются массивы Шварцвальда и Вогез, разделенные молодым Верхнерейнским грабеном. Однако самые северные части этих массивов относят уже к смежной Саксотюрингской зоне. Оба массива сложены в основном гнейсами, образованными, вероятно, за счет метаморфизма верхнепротерозойских и нижнепалеозойских осадков, и герцинских гранитоидов. На юге появляются слабометаморфизованные глинистые сланцы верхнего девона и граувакки нижнего кар-бона, в верхнем визе сменяющиеся вулканогенной молассой. Вергентность структур здесь уже преимущественно южная, что позволяет проводить ось симметрии орогена через центральную часть Шварцвальда и Вогез.
Северо-западный край Богемского массива надвинут на следующую зону герцинид, лучше всего обнаженную в Рудных и Пихтовых горах и Тюрингском лесу - Саксотюрингскую. Этот надвиг местами переходит в сложенный гнейсами и офиолитами Мюнхбергский покров. В самой Саксотюрингской зоне разрез герцинского комплекса, залегающего на кадомском основании и тонком кембрийском чехле, начинается мощным песчано-глинистым ордовиком и продолжается черносланцевым силуром и девоном, в верхнем отделе девона с бимодальными вулканитами (спилиты, кератофиры).
В южной подзоне Саксотюрингикума, возможно представлявшей самостоятельный террейн, эти «тю-рингские» фации ордовика-девона замещаются «баварскими», отличающимися развитием бимодальных вулканитов уже в ордовике и присутствием в девоне кроме глинистых сланцев и «узловатых» известняков радиоляритов. Нижний карбон представлен в Саксотюрингской зоне флишем турне - нижнего визе, увенчанным олистостромами. В середине визе зона подверглась интенсивным деформациям, включая образование Мюнхбергского покрова. Деформации сопровождались внедрением гранитоидов.
Северным ограничением Саксотюрингской зоны служит узкое (50-100 км), но протяженное Среднегер-манское поднятие (кристаллическая зона), выделенное в 1948 г. Р.Бринкманном в дополнение схемы Ф.Коссмата. Слагающий его метаморфический комплекс верхнего протерозоя - низов девона выступает в небольших массивах Оденвальда и Шпессарта на правобережье Рейна и прослеживается на восток до Эльбы, а к западу от Рейна он вскрыт скважинами под Саарской молассовой впадиной .
Герцинский подвижный пояс заложился в ордовике в процессе деструкции континентальной коры, образованной на его месте (и за его пределами на севере и на юге) к началу кембрия в итоге кадомского (панафриканского, байкальского) тектогенеза. Поэтому в основании большей части пояса находится кадомс-кий фундамент. В ряде районов он выступает на поверхность; наиболее крупными его выходами являются северные части Армориканского и Богемского массивов.
Северная часть Армориканского массива, находящаяся в пределах исторических провинций Франции -Бретани и Нормандии, явилась тектонотипом кадом-ской (от римского названия города Кан) складчатости . Здесь верхнерифейско-вендский складчатый комплекс был выделен под названием бриовера. Накопление этого комплекса началось в середине позднего рифея и закончилось в середине венда. Он включает в нижней части бимодальные вулканиты раннеостро-водужного типа, а выше песчано-алеврито-кремнисто-сланцевые флишоидные отложения с подчиненными доломитами. Низы и средняя часть разреза интруди-рованы тоналитами с возрастом 670 млн лет, а основные деформации, зеленосланцевый метаморфизм и гранитный плутонизм произошли после накопления начинающегося тиллитами флишоидно-грауваккового верхнего бриовера в интервале 600-540 млн лет т.н.
На севере Бретани и на Нормандских о-вах в проливе Ла-Манш из-под отложений бриовера обнажаются раннедокембрийские образования - ортогнейсы так называемого пентеврия с возрастом 2,0-1,8 млрд лет.
Присутствие раннего докембрия устанавливается и в фундаменте погребенного (в пределах суши) Кан-табрийско-Аквитанского микроконтинента, по данным драгирования против северо-западного побережья Иберийского п-ова.
Аналоги армориканского брмовера хорошо обнажены и в Богемском массиве, где их мощность достигает 7-8 тыс. м и где они так же разделяются на две части, очевидно, верхнерифейскую и вендскую, поскольку вторая заключает в низах тиллиты. Нижняя часть сложена граувакками и пелитами, а выше - основными (спилиты), и в подчиненном количестве кислыми вулканитами. Верхняя имеет более пестрый состав; в ней имеются прослои мраморов, кварцитов, графитовых сланцев, вулканитов среднего и кислого состава. Метаморфизм достигает амфиболитовой и даже гранулитовой фации, породы интенсивно смяты, имеются интрузии кадомских гранитоидов. Кембрий залегает на этом комплексе с резким несогласием.
Кадомский комплекс довольно широко обнажен также в Иберийской Месете и участвует в строении Среднегерманского поднятия. Его аналоги принимают участие и в структуре сооружений альпийского пояса.
Обращаясь теперь к собственно герцинскому комплексу, следует указать, что его структурная зональность была первоначально намечена немецкими геологом Ф.Коссматом в 1927 году для центрального сектора, лежащего между Рейном и Эльбой. В дальнейшем ее стали распространять как на запад, до Атлантики, так и на восток, до Польши, а затем и на Иберийский п-ов, исходя из концепции Иберо-Арморикан-ской дуги, существовавшей до раскрытия Бискайского залива. Так оформилась модель общей зональности европейских герцинид, в наиболее полном виде воплощенная в схеме Ф.Элленберже и Л .Тамена в 1980 году. Эта схема являлась типично «цилиндрической», т.е. исходила в основном из идеи о непрерывной протяженности структурно-фациальных (формационных) зон. Однако затем обнаружилось, что данная схема представляет неоправданную идеализацию действительных соотношений, главным образом по той причине, что протяженность отдельных зон прерывается крупными смещениями по диагональным сдвигам, преимущественно правым, северо-западного простирания, отчасти левым северо-восточного простирания, со смещениями, достигающими сотен (до 400) километров. Помимо вторичных смещений по простиранию пояса происходили и серьезные первичные изменения, которые также слабо учитывались в «цилиндрической» схеме. И наконец, оказалось необходимым иметь в виду возможность первоначального образования смежных зон и даже их участков на значительных расстояниях друг от друга. Все это привело к распространению на европейские герциниды концепции террейнов, разделенных сутурами. Но, как и в случае Британских кале-донид (см. выше), многие террейны оказались совпадающими с ранее выделенными в различных частях орогена структурно-фациальными зонами, и лишь их соотношения стали трактоваться иначе. Это касается, в частности, центрального сегмента герцинского пояса Европы, для которого продолжает использоваться классическая схема Ф.Коссмата.
Следует еще отметить, что значительная площадь герцинского пояса Европы скрыта под чехлом мезозоя и кайнозоя, герцинский же комплекс выступает на поверхность в отдельных блоках-массивах, что естественно затрудняет восстановление первичных структурных соотношений, но в этом все больше помогают геофизика и бурение.
Значительная часть Европы, включая Иберийский п-ов и продолжаясь в Магрибе, подстилается позднепротерозоиско-палеозойским складчатым комплексом, испытавшим заключительные интенсивные деформации в позднепалеозойскую, герцинскую по французской, или варисскую по англо-германской терминологии, эпоху. Герциниды пересекают Европу в общем широтном направлении от Атлантики до Одера (Одры), изгибаясь к югу и продолжаясь на Иберийский п-ов и Магриб на западе, а на востоке ныряя под Карпаты.
Северный фронт герцинид простирается через юго-западную Ирландию, крайний юг Уэльса, Южную Англию, Северную Францию, Южную Бельгию, Германию и Польшу, достигая Верхней Силезии, где и уходит под Карпаты. На юге значительная часть герцинид вошла в состав альпийского пояса и поэтому положение южного фронта герцинского пояса может быть намечено лишь пунктирно, в направлении от западного Магриба до Анатолии, с изгибом к северу вокруг Адриатического моря, в районе которого предполагается существование микроконтинента Адрии или Апу-лии, не затронутого герцинскими деформациями.
Как уже отмечалось выше, в Центральной Англии, к северу от вершины «треугольника» Мидленда, от основного ствола Британских каледонид отходит юго-восточная ветвь, которая затем пересекает Северное море и продолжается на континенте, где слагающие ее породы обнажаются в Брабантском массиве и в Арденнах на юге Бельгии и в Рейнских Сланцевых горах в Германии. В последних двух районах они выступают в эрозионных окнах в ядрах антиклинориев из-под несогласно залегающих на них отложений девона. В Брабанте, как и в Восточной Англии, в ордовике-силуре развивалась вулканическая дуга, расположенная в Англии на краю кадомского микроконтинеита Мид-ленда, под который и была наклонена зона субдукции. Восточнее Рейна эта каледонская складчатая система не прослеживается, погружаясь под молассы передового прогиба герцииид . С северо-востока эта ветвь каледонид ограничена надвиговым фронтом. Другая зона каледонской складчатости прослеживается вдоль юго-западного края Восточно-Европейской платформы через Северную Германию и Польшу. Она простирается сначала в почти широтном, а затем северо-западном направлении и полого надвинута на древнюю платформу, образования которой прослеживаются под этим аллохтоном вплоть до линии, проходящей через Штральзунд. На юго-западе эти Польско-Германские каледониды также ограничены поддвигом, следующим вдоль нижней Эльбы. На юго-востоке они протягиваются между эпикадомскими Верхнесилезским и Малопольским массивами, скрываясь затем под надвигами Карпат, а по другой версии - через Судеты. Их дальнейшее продолжение вплоть до Черного моря можно подозревать по грубообломоч-ному составу низов девона на о-ве Змеином к северу от дельты Дуная. Фронт Польско-Германских каледонид, обогнув поднятие Рингкёбинг-Фюн на юге Дании, в Северном море, вероятно, соединяется с фронтом Скандинавских каледонид, уходящим в это море в районе Ставангера, а на востоке, пройдя между о-вами Рюген и Борнхольм, далее следует вдоль линии Тейсейра-Тор-нквиста. Каледонские деформации перед ордовиком и перед девоном проявлены вблизи этой линии в Келецкой зоне Свентокшиских гор. Каледонские деформации проявлены еще интенсивнее по другую сторону Малопольского массива в полосе, следующей через район г. Кракова; здесь они сопровождаются метаморфизмом и внедрением гранитоидов.
Остается не вполне установленной природа фундамента в наиболее глубоко погруженной части Среднеевропейской впадины, лежащей между Англо-Брабан-тской и Польско-Германской ветвями каледонид. Наиболее вероятно, что он принадлежит Восточной Авалонии, т.е. идентичен кадомскому фундаменту английского Мидленда, а каледонский фронт отвечает сутуре - следу коллизии Авалонии и Балтики.
Каледониды Шпицбергена представляют наиболее северное звено каледонской системы Северо-Западной Европы; по своему строению и истории они ближе к каледонидам Гренландии, чем Скандинавии. Слагающие их складчато-разрывные структуры простираются в общем меридиональном направлении. Крупными разломами этого простирания, по которым предполагаются весьма существенные, в многие сотни, даже более тысячи километров, левосторонние сдвиговые перемещения, архипелаг разделяется натри главных бло-ка-террейна - Западный, Центральный и Восточный .
Восточный блок по существу состоит из двух тер-рейнов, в общем отвечающих о-вам Северо-Восточная Земля и Нью-Фрисланд. Сваль-бардской плите, поскольку обладает гренвильским фундаментом и слабо дислоцированным верхнепротерозойским и палеозойским чехлом. Нао-ве Нью-Фрисланд в ядре крупной каледонской антиформы обнажается раннепротерозойский метаморфизованный в ам-фиболитовой фации и частично превращенный в гнейсы терригенный комплекс с некоторым участием основных вулканитов, испытавший изоклинальную складчатость и прорванный гранитами с возрастом 1,8-1,75 млрд лет. Он несогласно перекрыт слабее метамор-физованными терригенными же отложениями рифея и венда (стеллитами) и карбонатными-нижнего палеозоя до аренига-лланвирна включительно, интрудиро-ванными вместе с подстилающими образованиями каледонскими гранитоидами. Мощность обоих комплексов измеряется многими километрами.
Центральный блок Шпицбергена отделен от Восточного разломом, который, как отмечалось выше, рассматривается в качестве крупноамплитудного левого сдвига; максимальное смещение вдоль него предполагается в конце силура - начале девона, в главную эпоху каледонского диастрофизма. К этой же или несколько более поздней эпохе здесь относится внедрение батолита кварцевого монцоиита. Сам каледонский комплекс здесь включает отложения от верхнего рифея до ордовика. Верхний рифей представлен метапе-литами, метапсаммитами, мраморами и метавулкани-тами основного состава. Породы метаморфизованы до амфиболитовой фации и мигматизированы. Венд выделяется по присутствию двух горизонтов тиллитов и имеет карбонатно-терригенный состав, а нижний палеозой представлен карбонатами мощностью в 2,5 км (мощность подстилающих отложений до 7 и более километров).
В северо-восточной части этого блока расположен крупный грабен, выполненный нижне- и среднедевон-ской молассой (Олд Ред) мощностью до 10 км, с резким несогласием залегающей на каледонским комплексе. Сама девонская меласса была заметно деформирована в позднедевонскую свальбардскую эпоху.
Западный блок Шпицбергена обладает примерно тем же разрезом каледонского комплекса, что и Центральный. Некоторые отличия состоят в присутствии в видимых низах этого разреза глаукофановых сланцев - очевидно, свидетелей субдукции, а в самых его верхах - отложений венлокского возраста, что суживает стратиграфический диапазон главной эпохи каледонского орогенеза. Отметим еще присутствие вулканитов в венде и западную вергентность складчато-надвиговой структуры.
Нижний аллохтон сложен вендскими и кембрийскими кварцито-сланцевыми и ордовикскими карбонатными, на западе граувакковыми отложениями. Встречаются и пластины - отторженцы кристаллического фундамента. Базальная поверхность срыва чрезвычайно полого (1-2°) погружается к западу, а выше нее наблюдается структура, типичная для внешних зон складчатых сооружений с дуплексами и листрически-ми разрывами, сливающимися на глубине с основной поверхностью срыва.
Средний аллохтон образован в основном кристаллическим докембрием и мощными метам орфизованны-ми в зеленосланцевой (на западе - амфиболитовой) фации осадками венда-ордовика. Внутренняя структура характеризуется интенсивной изоклинальной опрокинутой складчатостью и сланцеватостью. Верхняя часть этого комплекса обнаруживает следы магматической деятельности. Это дайки долеритов, пересекающие верхи протерозоя, а на крайнем севере Норвегии выделяется особая Зейландская магматическая провинция, представленная габбро, ультрамафитами и щелочными породами, возникшими в интервале 540-500 млн лет т.н., т.е. скорее всего в финнмаркскую эпоху.
Верхний аллохтон является наиболее гетерогенным и обладает наиболее сложным строением. Его стратиграфический диапазон охватывает породы до нижнего силура включительно. Нижняя пластина (покров Севе) сложена высокометаморфизованными образованиями -кристаллическими сланцами, гнейсами, амфиболитами, мигматитами. В вышележащих пластинах (покровы Кё'ли) присутствуют островодужные образования и офиолиты, несогласно перекрытые верхним ордовиком. В этом аллохтоне, как и в нижележащих, имеются отторженцы докембрийского фундамента.
Самый верхний аллохтон сохранился в северной и центральной частях каледонской системы. Основную массу пород в нем составляют гнейсы и мигматиты,
изотопные датировки которых свидетельствуют об их возможном мезопротерозойском (гренвильском) возрасте. Наряду с ними развиты обломочные и карбонатные породы, а также осадочные железные руды, которые могут принадлежать уже верхнему протерозою, и офиолиты и метаосадки, очевидно раннепалео-зойские. И, наконец, к этому аллохтону приурочены многие плутоны гранитоидов и отчасти габбро.
На складчато-покровную структуру каледонид наложены межгорные прогибы-грабены, выполненные континентальной пестроцветной молассой нижнего-среднего девона (Олд Ред). Ее накопление местами могло начаться уже в конце силура, в грабене Осло, находящемся уже вне каледонид, переход от морского осад-конакопления к континентальному и обломочному произошел еще в среднем силуре, причем за счет сноса с севера, что свидетельствует о раннем начале деформаций и поднятий скандской эпохи на юге каледонской системы. В перми новый импульс рифтинга возродил грабен Осло, заполнив его мощным комплексом щелочных магматитов.
Отложения Олд Реда, выполняющие межгорные впадины, смяты в складки, параллельные их разлом-ным ограничениям, в свальбардскую эпоху, т.е. перед или в начале позднего девона.