Это наиболее западная в современном структурном плане Земли платформа гондванской группы. Ее фундамент слагают не только раннедокембрийские, но и позднедокембрийские складчатые метаморфизованные и гранитизированные образования. Они выступают на поверхность в Гвианском и Центрально-Бразильском (Гуапоре) щитах и в Приатлантическом гранулит-гней-совом поясе . Первоначально, до образования в раннем палеозое наложенной Амазонской впадины, раннедокембрийские образования Гвианского и Центрально-Бразильского щитов составляли единый Амазонский краток.
Собственно платформенный (ортоплатформенный) осадочный чехол начинается здесь ордовикскими отложениями и выполияеттри крупных впадины - синеклизы, разделяющие перечисленные выше выступы фундамента: Амазонскую, Паранаиба (Мараньон) и Парана. Между двумя последними располагается еще впадина Сан-Франсиску, выполнение которой включает верхнепротерозойские и меловые чехольные образования. Чехол широко развит также в западной полосе перикратонных опусканий, отделяющей основное тело платформы от Андского пояса. И, наконец, вдоль атлантического побережья протягивается узкая полоса периокеанских рифтовых бассейнов, находящая свое продолжение на шельфе и континентальном склоне. В этой полосе присутствуют исключительно верхнемезозойские и кайнозойские отложения.
Posts Tagged ‘Чехол’
Предверхоянский прогиб простирается параллельно надвиговому фронту Верхоянья, протягивающемуся от дельты Лены на юг сначала почти меридионально, но затем, близ устья Алдана, поворачивающему к востоку-юго-востоку и далее, вдоль правобережья Алдана, снова на юг в направлении Охотского моря. Но сам прогиб выклинивается в начале этого нового поворота и южнее краевое поднятие Верхоянья - хр. Сетте-Дабан, непосредственно надвинуто на Алданский щит Сибирского кратона. Наиболее широкая и глубокая, до 10-15 км, часть Предверхоянского прогиба приурочена к южному участку, где он сливается с Вилюйской синеклизой платформы, углубляющейся в его направлении. Прогиб, как и все подобные структуры, построен асимметрично, с полого моноклинальным платформенным и осложненным надвигами противоположным крылом.
Внешняя, собственно Верхоянская мегазона достигает наибольшей ширины на севере, где она простирается вдоль побережья вплоть до устья р. Индигирки, срезаясь северо-западным пограничным разломом Новосибирско-Чукотской системы (см. ниже). Южнее она образует полого выпуклую к западу дугу, а еще южнее расщепляется на две ветви, обтекающие Охотский массив раннедокембрийской континентальной коры. Основная, западная Южно-Верхоянская ветвь состоит из упоминавшегося краевого чешуйчато-над-вигового Сетте-Дабанского поднятия с выходом на поверхность верхнепротерозойских и палеозойских отложений и находящегося в его тылу синклинория, отделенного разломами от Охотского массива. Севернее развитием надвигов характеризуется лишь фронтальная часть мегазоны, а основная ее часть построена более спокойно, с весьма протяженными (>100 км) и широкими (десятки километров) складками с небольшим преобладанием западной вергентности, а в Южном Верхоянье она сменяется, начиная с восточного склона Сетте-Дабана, восточной вергентностью.
Интенсивность фронтального надвигания варьирует по простиранию, достигая максимума в средней части, в районе его широтного поворота, против Вилюйской синеклизы, сопровождаясь левыми сдвигами. Здесь смещенной к западу оказывается и структура передового прогиба. В северной и южной частях надви-гового фронта весь чехол сорван с кристаллического фундамента, а в средней части поверхность срыва проходит во внешних надвиговых пластинах в глинистой подошве триаса, перемещаясь восточнее на глинистый
горизонт перми и затем на девонские эвапориты, с которыми связаны даже проявления диапиризма.
Осадочный чехол Верхоянья подразделяется натри комплекса, разделенные слабо выраженными несогласиями. Нижний отвечает рифею, средний - венду - нижнему карбону до турне или визе включительно, верхний - верхнему палеозою начиная с визе или намюра, триасу и юре. Два нижних комплекса сложены шель-фовыми отложениями, среди которых значительное место занимают карбонаты. Образования среднего-позднего девона несут следы проявления значительной тектонической активизации в форме рифтинга и основного, со щелочным уклоном, магматизма с накоплением обломочных красноцветов и эвапоритов. Эта активизация была одновременной с аналогичными событиями в смежной Вилюйской синеклизе. Но преобладающая роль в сложении Верхоянья принадлежит верхнему, верхиепалеозойско-нижнемезозойскому комплексу, который так и называется верхоянским, отличается исключительно терригенным составом и достигает огромной, до 10-12 км, мощности. Этот комплекс образован за счет сноса с Сибирского континента и обнаруживает отчетливые фациальные изменения с запада на восток с замещением континентальных осадков паралическими, а затем морскими, все более глубоководными.
В восточной части рассматриваемой мегазоны обособляется отделенная разломом Кулар-Нерская зона, сложенная более глубоководными, в основном черно-сланцевыми сложно деформированными верхнеперм-ско-нижнеюрскими образованиями. Еще восточнее, в крайней части Внешней мегазоны, простирается довольно узкая, но весьма примечательная Инъяли-Дебин-ская зона. Она сложена интенсивно дислоцированной вплоть до изоклинальной складчатости с преобладанием западной вергентности относительно глубоководной флишоидной толщей нижне- и среднеюрского возраста, вмещающей целую цепочку плутонов гранито-идов. Отложения этой зоны - осадки континентального склона и подножья, а некоторые другие признаки -выходы ультрамафитов и мафитов, рассматриваемых как офиолиты, магнитные аномалии - указывают на ее заложение на коре переходного или скорее даже океанского типа. На севере Иньяли-Дебинская зона поворачивает к востоку, подобно всей Внешней мегазоне, вдоль хр. Полоусного, и с ней вместе цепочка гранитных плутонов, основная масса которых имеет поздне-юрский возраст.
Иньяли-Дебинская зона надвинута к западу на Кулар-Нерскую зону, а на нее, в свою очередь, надвинуты аллохтонные фрагменты карбонатной платформы ордовикско-девонского возраста, составляющие Тасхаяхтахскую зону. Ее первичную природу можно рассматривать в качестве чехла краевого блока континентальной коры, отделенного от Сибирского континента скорее всего в процессе девонского рифтинга.
Внутренняя мегазона Верхояно-Колымской системы как бы вписана в выпуклую к северо-западу дугу Внешней мегазоны. Центральное место в весьма гетерогенной структуре Внутренней мегазоны занимает Колымо-Омолонский массив раннедокембрийской континентальной коры, долгое время выступавший как микроконтинент в пределах Пацифика. Массив состоит из двух блоков - Омолонского и Приколымского (Юкагирского), довольно различного строения, что заставляет рассматривать их как самостоятельные террейны, а совокупность - как супертеррейн. В фундаменте Омолонского массива выступают гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, граниты, мигматиты, метаморфизованные в гранулитовой или амфибо-литовой фации. Их возраст достигает 3,4 млрд лет, т.е. является заведомо архейским, даже раннеархей-ским. В фундаменте Приколымского поднятия преобладают метаморфиты и ультрамафиты и кристаллические сланцы первично осадочного происхождения, а возраст их определен в 2,14 млрд лет, т.е. относится к раннему протерозою. Чехол обоих блоков начинается с рифейских отложений и включает палеозой и мезозой в шельфовых карбонатно-терригенных (палеозой) и терригенных (мезозой) фациях. Наиболее примечательны кислая субаэральная вулканическая формация девона Омолонского массива и грубообломочная -Приколымского массива, залегающие несогласно на подстилающих образованиях. Разрез чехла заканчивается юрой на Омолонском массиве, но включает мел и кайнозой молассового типа на Приколымском массиве. Все эти отложения деформированы в общем слабо, относительно сильнее на Приколымском массиве.
Между Колымо-Омолонским супертеррейном и краем Сибирского континента, предсталвенным Тас-хаяхтахской зоной, протягивается еще несколько зон разной природы и возраста. Пограничной с Тасхаях-тахской зоной и имеющей, очевидно, значение сутуры
является приуроченная к осевой полосе хребта Черского офиолитовая зона (Мома-Селенняхская). Офио-литы датированы радиометрически в 430-370 млн лет, но поскольку их олистолиты присутствуют в отложениях среднего ордовика, истинный возраст не может быть более поздним, а датировки указывают уже на возраст первичного метаморфизма. К тому же уже на краю Тасхаяхтахской зоны намечается переход от шельфовых к склоновым, турбидитовым фациям ордовика, сходный с наблюдаемым в Северо-Американ-ских Кордильерах, и все это может указывать на отделение к тому времени Колымо-Омолонского микроконтинента от Сибирского континента, если только не приписывать этому микроконтиненту более далекое, экзотическое происхождение.
На офиолитовую Момо-Селенняхскую зону наложена позднеюрская, оксфорд-кимериджская вулканическая дуга, возникшая над зоной субдукции, по одним представлениям, наклоненной под нее с запада, а по другим - с востока. В тылу этой дуги (если принять первую трактовку) в поздней юре и раннем мелу возник Момо-Зырянский грабен-прогиб, который в поздней юре заполнялся относительно глубоководными кремнистыми осадками и осовными вулканитами, в титоне флишоидной толщей, на границе с мелом испытал инверсию с образованием центрального Илинь-тасского поднятия, а в раннем мелу по обе его стороны отлагалась угленосная моласса, затронутая уже лишь слабыми деформациями и несогласно перекрытая почти горизонтальным верхним мелом.
Момо-Зырянский прогиб на юго-востоке непосредственно примыкает к Колымо-Омолонскому массиву. А северо-западнее и северо-восточнее последнего простирается широкая и сложнопостроенная Алазейско-Олоиская вулканическая дуга. В основании этой дуги выступают среднепалеозойские офиолиты, а остальной палеозойский разрез начиная с девона сложен осадоч-но-вулканическими образованиями, с резким несогласием перекрытыми терригенным верхним триасом -средней юрой, так же испытавшими интенсивные деформации. Предполагается, что северная часть зоны представляла вулканическую дугу, а южная - задуго-вой бассейн. Верхняя юра и нижний мел выполняют наложенные впадины и представлены вулканогенной молассой.
Алазейско-Олойская зона на северо-востоке граничит по крупному разлому с Южно-Анюйской зоной Новосибирско-Чукотской системы, а на юго-востоке уходит под Охотско-Чукотский меловой вулкано-плу-тонический пояс.
В бате началось сближение Колымо-Омолонского микроконтинента с краем Сибирского континента (Лавразии), сопровождавшееся становлением Уяндино-Ясаченской вулканической дуги и Момо-Зырянского задугового бассейна. Оно закончилось полной коллизией в конце юры, следствием которой явились образование карбонатных аллохтонов Тасхаяхтахской зоны и обдукция офиолитов поверх этих покровов. В дальнейшем процесс деформаций распространился на Внешнюю мегазону и Предверхоянский прогиб, закончившись здесь лишь в позднем мелу.
Эта область занимает симметричное положение по отношению к описанной в предыдущем разделе, располагаясь по другую, северо-восточную сторону Обь-Зайсанской позднегерцинской зоны с ее осевой суту-рой, отвечающей окончательному закрытию основной части Палеоазиатского океана. На северо-востоке она примыкает к Сибирскому кратону, на северо-западе погружается под мезозойско-кайиозойский чехол Западно-Сибирской платформы, частично продолжаясь лишь вдоль ее восточного края Енисейским кряжем. На востоке ее условным ограничением может служить меридиан южного окончания Сибирского кратона, на котором происходит смена северо-западных простираний, преобладающих в данной области, на юго-западные, свойственные восточному сегменту Урало-Охотского пояса.
Однако в то время как краевые зоны рассматриваемой области - Рудный и Горный Алтай, с одной стороны, Енисейский кряж и Восточный Саян, с другой, простираются в генеральном северо-западном направлении, расположенные в центральной части области структурные зоны существенно отклоняются от этого направления, обнаруживая преимущественно широтную ориентировку ; таковы Западно-Саянская, Сангиленская, Хамардабанская, Джидинская зоны.
Описание структуры области целесообразно начать с зон, периферических по отношению к Сибирскому кратону - Енисейского кряжа и Восточного Саяна, которые с известной долей условности можно рассматривать как звенья единой Енисейско-Саянской зоны. Дело в том, что от Сибирского кратона она отделяется общим для обоих сооружений Присаяно-Енисейским прогибом, выполненным позднерифейско-раннекемб-рийской молассой мощностью до 4 км. Прогиб выклинивается в юго-восточном направлении, не достигая Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирского кратона . Слагающая этот прогиб толща дислоцирована довольно слабо; между Ангарой и Каном она несогласно перекрыта чехлом кратона.
Протягивающийся вдоль правобережья Енисея к северу от устья Ангары Енисейский кряж сложен в основном мощной, до 8-10 км толщей средне- и верхне-рифейских терригенных, частично флишоидных, с отдельными кремнисто-карбонатными пачками, слабо-метаморфизованных (филлиты) отложений. Они представляют, очевидно, образования внешнего шельфа и склона Сибирского континента и залегают несогласно на нижнепротерозойском кристаллическом фундаменте. Этот фундамент выступает в ядрах антикли-нориев в виде гранито-гнейсовых куполов и валов; связанный с ними комплекс гранитоидов датирован в 1850±100 млн лет. Нижнепротерозойский фундамент кряжа прорван дайками мафитов повышенной щелочности и несогласно перекрытрифеем с бимодальными вулканитами в основании - свидетелями рифтинга. Рифейский разрез разделен на две части несогласием, отвечающим границе среднего и верхнего рифея; к ней приурочено внедрение гранитов с возрастом 950± 50 млн лет. В середине позднего рифея этот комплекс был дислоцирован, прорван новой генерацией гранитоидов, датированных 850±50 млн лет, и несколько ме-таморфизован. Дислоцированность и метаморфизм возрастают в западном направлении, где на этот комплекс шарьированы офиолиты и островодужные вулканиты, выступающие в северо-западной части кряжа вдоль Енисея. Возраст этих образований не древнее второй половины среднего рифея, а время их обдук-ции на рифейский комплекс окраины Сибирского континента - не ранее 620-600 млн лет т.н. Между тем возраст деформаций рифейского комплекса основной части кряжа, как указывалось выше, порядка 850 млн лет, на него несогласно наложены впадины, выполненные молассой верхов верхнего рифея и венда.
К югу от впадения в Енисей Ангары зона развития «миогеосинклинального» рифея тектонически выклинивается и к Предсаяно-Енисейскому молассовому прогибу непосредственно подступает Канско-Бирюсинская
полоса выходов раннедокембрийского кристаллического комплекса, которая уже рассматривалась выше в качестве выступа фундамента Сибирского кратона, но ее с равным основанием можно считать краевым поднятием Восточного Саяна. Основная же часть этого сооружения отделена от Канско-Бирюсинского поднятия Главным Саянским разломом, крупным правосторонним сдвигом северо-западного простирания. За этим разломом в северо-западной части Восточного Саяна выделяется прогиб, выполненный мощной (около 6 км) толщей интенсивно дислоцированных и метаморфизованных в зеленосланцевой фации в основном метапелитовых рифейских образований с подчиненным участием вулканитов и карбонатов. В этой же зоне известны тела серпентинизиро-ванных ультрамафитов, скорее всего аллохтонные аналоги рифейских же офиолитов Енисейского кряжа. На востоке на этот рифейский комплекс наложен Майский прогиб, выполненный вендской молассой и кар-бонатно-терригенным кембрием общей мощностью до 7 км, уже относительно слабо дислоцированными.
В юго-восточном направлении оба прогиба - рифейский и венд-кембрийский, выклиниваются, и непосредственно к Главному разлому подступает составлявший их юго-западное ограничение Дербинский «антиклинорий» - поднятие, занимающее центральное место и в структуре, и в рельефе Восточного Саяна. Сложено оно породами среднего протерозоя, метамор-физованными в амфиболитовой фации - гнейсами, амфиболитами, кварцитами, мраморами, весьма интенсивно дислоцированными и несогласно перекрытыми верхним рифеем. В оба эти комплекса внедрены гранитоиды с возрастом 860 млн лет, близко соответствующим возрасту гранитоидов Енисейского кряжа, завершающих его доорогенное развитие.
Дербинское поднятие с обеих сторон, северо-запада и юго-востока ограничено крутыми разломами и в настоящее время иногда рассматривается в качестве одного из микроконтинентов в Палеоазиатском океане.
Юго-западное крыло Восточно-Саянского ороге-на, обращенное к Минусинской межгорной впадине, сложено значительно более молодыми образованиями - венд-раннекембрийскими офиолитами, кембрийскими островодужными вулканогенно-осадочными породами, претерпевшими основные деформации уже в конце кембрия - начале ордовика. Но завершение формирования Восточно-Саянского орогена приходится на девонский период, что видно из внедрения в это время плутонов субщелочных гранитоидов и образования молассовой Рыбинской впадины, наложенной на северо-восточное крыло орогена.
В юго-восточной части Восточного Саяна к Главному разлому с запада под большим углом непосредственно примыкают структуры существенно иного простирания и природы. В первую очередь это Гаргано-Хамардабанский микроконтинент, рассматривавшийся уже выше, в юго-восточном Саяне представленный Гарганской глыбой, вернее, антиформой. Чехол микроконтинента включает верхнерифей-ско-нижнекембрийскиетерригенные, а выше карбонатные отложения, известные своей фосфоритоносностью. На северо-западный край микроконтинента шарьиро-ваны офиолиты двух генераций - позднерифейской перед вендом, и венд-раннекембрийской в конце раннего кембрия, образованные в окраинноморском бассейне восточной Тувы. Обдукция сопровождалась ре-мобилизацией раннедокембрийского субстрата микроконтинента с образованием гранито-гнейсовых куполов.
Окраинноморской бассейн восточной Тувы обрамлялся с севера вулканической дугой. На северо-востоке он был, вероятно, связан в венде - начале кембрия с аналогичным бассейном юго-западного склона Восточного Саяна, а на юго-юго-западе, через трансформный разлом - с более широким бассейном Озерной зоны Западной Монголии. Зона этого, в общем субширотного Ханхухэйского трансформного разлома играла огромную роль в развитии структуры Монголии. Она прослеживается на востоке в пределах Восточного Забайкалья и сохраняет активность в качестве правого сдвига до современной эпохи - с ней было связано крупное землетрясение 1905 года.
На востоке Озерная зона граничит с Дзабханским микроконтинентом, возможно представляющим смещенное по Ханхухэйскому разлому южное продолжение Гаргано-Хамардабанского микроконтинента. Дзабханский блок характеризуется выходом на поверхность наиболее древних образований его фундамента - архейских. На этот блок с запада шарьированы офиолиты и островодужные вулканиты Озерной зоны. А в его тылу простирается другая, более узкая зона с веид-раннекембрийской корой океанского типа - Баянхон-горская северо-западного простирания, скорее всего красноморского типа.
К северу от Ханхухэйского разлома на южный край Хамардабанского микроконтинента, выходящего к юго-западному побережью оз. Байкал, надвинуты венд-раннекембрийские офиолиты и раннекембрийские островодужные вулканиты широкой Джиджскойзоны, на востоке прослеживающейся до р. Витим.
В основании этого чехла залегают синийские, т.е. верхнерифейские и вендские отложения. Их наиболее примечательным элементом являются тиллиты, два горизонта которых залегают в верхнерифейской части разреза, а третий - в основании венда. На периферии платформы континентальные тиллиты замещаются морскими, а далее вытесняются турбидитами и вулканитами. В верхней части синия широко распространены карбонаты.
Синий согласно сменяется кембрием, составляющим вместе с ордовиком и силуром единую карбонатную формацию. В девоне она сменяется на севере терриген-ной, а на юге продолжают накапливаться карбонаты. Они же преобладают в карбоне, частично замещаясь на периферии платформы паралической угленосной формацией. Регрессия конца карбона сменяется раннепер-мской трансгрессией, и снова накапливаются карбонаты. В середине перми происходит активизация тектонических движений, сопровождаясь в юго-западной части платформы широкими излияниями плато-базальтов. Карбонатная формация нижней перми сменяется паралической угленосной верхнепермской формацией. Однако в конце перми наступает новая трансгрессия и возобновляется карбонатонакопление, продолжающееся и в раннем-среднем триасе.
В течение палеозоя и триаса две структуры платформы Янцзы испытывали устойчивое абсолютное или относительное поднятие - Кандинская (Сикан-Юн-наньская) меридиональная гряда на ее западной окраине и Цзяннанское поднятие на юго-восточной, последнее до карбона. Девонские отложения залегают трансгрессивно и местами непосредственно на фундаменте. Повышенное содержание в них обломочного материала связано с проявлением каледонского орогенеза вдоль северной, юго-восточной и южной периферии платформы.
Но гораздо большее влияние на развитие ее структуры имел индосинийский орогенез, интенсивно проявившийся вдоль северного, западного и южного ее обрамления. В позднем триасе море окончательно покидает площадь платформы и осадконакопление продолжается в континентальных условиях лишь в ее северо-западной части, в Сычуанской синеклизе. В этом бассейне в течение юры, мела и кайнозоя накопилось более 6 км аллювиально-озернных осадков, что вместе с палеозойско-триасовым погружением того же масштаба определило прогибание фундамента до глубины порядка 12км.
Индосинийский орогенез по западной и северной периферии Сычуанского бассейна привел к надвиганию обрамления на его внутреннюю депрессию и придал бассейну резко асимметричный профиль с крутым, узким и частично перекрытым надвигами западным и более пологим и широким восточным крылом (рис.5-14). В самом бассейне возникли вытянутые в се-веро-северо-восточном направлении линейные антиклинали палеозойско-триасового чехла. Яншаньские
деформации в середине мела усилили этот структурный рельеф.
Современная структура платформы Янцзы включает несколько поднятий и впадин. Главными поднятиями являются Кандинская (Сикан-Юннаньская) меридиональная гряда на юго-западе, поднятая новейшими движениями на 3 км над уровнем моря, с выходами древнего фундамента в осевой зоне, пограничная с Юннаньской мезозойской складчатой системой на западе; Цзяннанская антеклиза на юго-востоке, граничащая со складчатой областью Катазии, так же с выходами фундамента в центральной части; в промежутке между ними в широтном направлении протягивается поднятие Цзуньи, а на юге платформы находится Вьет-бакская антеклиза со сводом Шонгло в центре. Основными же отрицательными элементами структуры платформы являются: Сычуанская синеклиза на северо-западе, резко асимметричная, с надвинутыми на нее с запада (хр. Лунмэншань) и севера (хр. Циньлин) ран-некиммерийскими складчато-покровными сооружениями; Хубэй-Гуйчжоуская синеклиза, отделенная седловиной от Сычуанской, сменяющая ее на востоке и в отличие от последней выполненная только синием, палеозоем и триасом; Юннань-Гуансийская синеклиза, продолжающая к югу Хубэй-Гуйчжоускую и отделенная от нее широтным поднятием Цзуньи; подобно предыдущей, ее разрез заканчивается триасом, но его особенностью является присутствие пермских траппов мощностью до 1000 м. Строение всех синеклиз осложнено развитием валов, сундучных или гребневидных антиклиналей, брахиморфных поднятий, простирающихся преимущественно параллельно бортам синеклиз.Как частично уже отмечалось выше, большинство современных исследователей считает, что платформа Янцзы находит свое восточное продолжение в Южной Корее, к югу от зоны Имдзанган. В этом случае ее наиболее северным элементом здесь является массив Кён-ги с позднеархейским фундаментом (2,6 млрд лет), представленным гнейсами, кристаллическими сланцами, кварцитами, известково-силикатными породами. Этот фундамент пережил двухкратную (T/J и J, ,) метаморфическую переработку в мезозое.
К юго-востоку от массива Кёнги простирается весьма сложно построенная и очевидно также коллизионная зона Окчхон, которую некоторые исследователи считают более вероятным, чем зона Имдзинган, кандидатом на продолжение пояса Циньлин. В этой зоне присутствуют породы от верхнепротерозойских и кем-бро-ордовикских, близких к породам платформы Янцзы, до триасовых включительно. Зона Окчхон имеет очень сложную внутреннюю структуру, испытала ран-некиммерийский метаморфизм и шарьирована к юго-востоку на прогиб Тебексан, выполненный палеозойскими и нижнемезозойскими, до нижней юры включительно, отложениями, и сложенный нижнепротерозойскими гнейсами и гранито-гнейсами с возрастом 2,1-2,0 млрд лет массив Еннам. На этот массив с юго-востока наложена рифтогенная впадина Кенсан с мощным разрезом верхнеюрских и меловых континентальных отложений. Начиная с готерива эта впадина стала ареной интенсивного магматизма, продолжавшегося почти до конца мела, и явилась одним из звеньев гигантского Восточно-Азиатского краевого вулка-но-плутонического пояса, о котором речь еще пойдет впереди.
Нижняя часть синайских отложений характеризуется присутствием тиллитов и основных вулканитов, а верхняя слагается мелководно-морскими обломочными и карбонатными породами. Близким литологиче-ским составом отличаются и пижнепалеозойские отложения, причем мощности тех и других достигают 5-6 км. Силур и девон более изменчивы и по составу, и по распространению и мощности, что отражает проявление каледонского орогенеза в окружении платформы. В карбоне трансгрессия охватила всю платформу, на западе отлагались преимущественно карбонатные, на востоке обломочные осадки меньшей мощности. В Перми начинает сказываться проявление герцинского орогенеза, в Тянь-Шане и Куньлуне происходит регрессия, заканчивающаяся полным осушением платформы в поздней перми, наблюдается мощная вспышка вулканизма, особенно на востоке. В результате орогенеза в обрамлении Тарим превращается во внутриконтинен-тальный межгорный бассейн с аллювиально-озерным осадконакоплеиием, более мощным на периферии, чем в центре. Наибольшие мощности мезозойско-кайнозой-ских отложений, приуроченные к Яркендскому и Ку-чарскому прогибам - более 10 и 6 км, соответственно . Верхнетриасовые и юрские отложения отличаются угленосностью, меловые - красноцветностью. В позднем мелу и раннем палеогене в Яркендский прогиб через Алайский пролив проникали морские воды, в палеогене здесь отлагались соли.
Внутренняя структура Таримского бассейна по поверхности фундамента в главных чертах определяется существованием Центрального поднятия, двух периферических поднятий, прогибов между этими поднятиями и краевых предгорных прогибов, из которых Яркендский сливается с Юго-Западной депрессией. Складчато-надвиговые дислокации чехла, возникшие начиная с мезозоя, но в основном с миоцена и позднее под влиянием новейшего орогенеза в Тянь-Шане, Куньлуне и Алтынтаге, отличаются, естественно, большей интенсивностью на периферии бассейна и вергентностью, направленной к его центру , постепенно ослабевая в этом направлении с замещением линейных складок брахиморфными.
На северной периферии платформы в позднем палеозое образовались блоковые поднятия Кельпинских гор и Куруктага; здесь известны и плутоны гранитои-дов этого возраста.
Мощность земной коры минимальна в центре бассейна 41-44 км, быстро возрастая к югу до 60-70 км и более постепенно к северу - до 55 км.
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.
На Свальбардской плите накопление чехла началось в позднем рифее-венде, но отложения этого и ран-непалеозойского возраста развиты ограниченно и в основном известны на Северном о-ве Новой Земли и сейсмически установлены в трогах фундамента. При этом образования кембрия-силура представлены мелководно-морскими карбонатными или терригенио-карбонатными осадками. На поднятиях фундамента чехол начинается с девонских (и верхнесилурийских?) отложений, которые представлены характерной для каледонид красноцветной формацией типа Олд Ред, залегающей несогласно на подстилающих образованиях и так же, с несогласием (более слабым), сменяющейся карбонатной и частично эвапоритовой формацией карбона-перми. Новое несогласие отделяет эту формацию от терригеннойтриасово-юрской толщи континен-тально-морского происхождения. Выше с размывом залегают терригенные, на западе карбонатно-терриген-ные нижнемеловые образования, разрез которых на севере содержит вулканиты основного состава. Разрез чехла завершается также терригенным верхним мелом - палеогеном, присутствующим лишь на западной периферии плиты.
Карбон-палеогеновый чехол описанного состава является общим для Свальбардской эпигренвильской и морской части Тимано-Печорской эпибайкальской платформы. Суммарная мощность чехла, включающего и более древние отложения, достигает 16-18 км в рифтогенных прогибах, причем большая часть мощности приходится на триасово-юрско-нижнемеловую часть разреза.
В континентальной части Тимано-Печорской плиты разрез чехла начинается терригенной формацией нижнего-среднего ордовика, сменяемой карбонатами верхнего ордовика - нижнего девона; они составляют каледонский цикл осадконакопления. Герцинский цикл включает терригенные отложения среднего девона -нижнего франа, терригенно-карбонатные - среднего франа - турне с рифами, угленосно-терригенные нижнего-среднего визе, а выше залегает мощная толща карбонатов остального карбона. Заканчивается этот цикл карбонатами, ангидритами, красноцветами Перми, а в триасе плита становится сушей. Мезозойско-кайнозойский цикл представлен среднеюрско-меловой морской и неоген-четвертичной континентальной (кроме верхнего плиоцена) терригенными формациями, разделенными на большей части плиты перерывом в осадконакоплении, приходящимся на поздний мел -палеоген.
Основными структурными элементами Тимано-Печорской плиты в пределах суши являются, с запада на восток: Канин-Тиманская гряда, состоящая
из ряда кулисно расположенных и ограниченных с запада взбросо-надвигами блоков, а в целом надвинутая на край Русской плиты (рифей на верхний палеозой); Ижма-Печорская впадина; Малоземельско-Колгуевс-кая моноклиналь; Печоро-Колвинский авлакоген; Хо-рейверская впадина, наложенная на Большеземельский погребенный свод; Варандей-Адзьвинский блок и далее уже простирается Предуральско-Предпайхойская система прогибов. Все эти структурные элементы осложнены локальными поднятиями, группирующимися в валы. Наиболее напряженной внутренней структурой обладает Печоро-Колвинский авлакоген с осевым прогибом и приразломными инверсионными валами, а также Варандей-Адзьвинский блок. Зарождение Печоро-Колвинского авлакогена относится к силуру, но наиболее активное развитие - к девону -раннему карбону, а инверсионные деформации - к позднему палеозою.
Морская часть Тимано-Печорской плиты отделена от континентальной зоной левых сдвигов, простирающихся вдоль побережья. Структурный рельеф поверхности фундамента к северу от этой зоны сглаживается и отдельные структуры затухают; далее всего прослеживаются структуры наиболее восточной, Ва-рандей-Адзьвинской зоны. Мощность чехла возрастает, особенно за счет девона, перми и триаса. Северным ограничением Тимано-Печорской плиты, отделяющим ее от Свальбардской, служит другая широтная зона, южная ветвь которой выходит на востоке к южной оконечности Новой Земли.
В пределах Свальбардской плиты, занимающей большую часть площади Баренцева моря, расположены две главных структуры всего бассейна, два глубоких рифтогенных трога, определивших его заложение - Восточно- и Южно-Баренцевский, сочленяющиеся в его центре. Сюда же, вероятно, выходит северное продолжение Печоро-Колвинского рифта, образуя тройное сочленение.
Центральная Америка к югу от зоны сдвигов По-лочик-Мотагуа и до условной границы с Северными Андами состоит из трех принципиально различных структурных элементов: 1) древнего континентального блока Чортис, занимающего северную часть региона, 2) примыкающей к нему с юго-запада и продолжающейся на Панамский перешеек позднемеловой-миоценовой вулканической дуги и 3) молодой плиоцен-современной вулканической дуги, сопряженной с Центрально-Американским глубоководным желобом и соответствующей зоной субдукции тихоокеанских плит Кокос и Наска.
Блок Чортис, который еще называют ядром Центральной Америки, расположен в основном на территории Никарагуа и Гондураса и имеет форму треугольника с основанием вдоль молодой вулканической дуги и вершиной, обращенной в Карибское море. Здесь подводным продолжением блока служит Никарагуанское поднятие, протягивающееся в направлении о-ва Ямайка и отделяющее желоб Кайман от Колумбийской глубоководной впадины. Граница блока Чортис с молодой притихоокеанской вулканической дугой проходит вдоль рифта, в котором лежат озера Манагуа и Никарагуа.
Фундамент блока Чортис образован метаморфическими и интрузивными породами палеозойского возраста, резко отличающимися от известных как к северу от разломов Полочик-Мотагуа, так и на юге, в Северных Андах. Чехол этого массива составляют юрско-меловые континентальные обломочные осадки, частично перекрытые кайнозойскими вулканитами, от эоценовых до голоценовых, от основных и средних до кислых и снова основных. Имеются здесь и плу-тоны гранитоидов, начиная со среднемеловых, продолжая позднемеловыми и раннепалеогеновыми. Связь всего этого магматизма с тихоокеанской или иной зоной субдукции дискуссионна, равно как и первоначальное докайнозойское расположение блока Чортис относительно других континентальных блоков региона.
Среднепротерозойские, т.е. ранне- и среднерифей-ские отложения сохранились в пределах платформы во впадинах двух типов - либо в плоских депрессиях, либо в рифтах-авлакогенах. Различие между этими типами является, однако, лишь весьма относительным, так как заложение плоских впадин также обычно сопровождалось опусканием по сбросам. К раннерифейским впадинам относятся прежде всего впадины в северо-западной части Канадского щита - Коппермайн-Ривер и Батерст на арктическом склоне щита и Телон и Атабаска в его более внутренней части. В этих впадинах накапливались преимущественно крупнообломочные красноцветы - кварциты и другие породы, их накоплению местами предшествовали извержения базальтов и сопутствовали излияния субщелочных лав основного и среднего состава, а завершалось оно в некоторых впадинах отложением карбонатов. Все это происходило в континентальных, но большей частью мелководно-морских условиях.
Аналогичные впадины с накоплением красных кварцитов расположены непосредственно южнее и юго-западнее юго-западного выступа Канадского щита, уже под фанерозойским чехлом.
Одновременно на юге континента завершалось развитие грандиозного вулкано-плутонического пояса, о котором речь уже шла выше.
В среднем рифее деструкция эпигудзонского континента усилилась. Протяженная рифтовая система возникла вдоль его северного, арктического края. Она протянулась от впадины Коппермайн-Ривер, начавшей свое развитие в раннем рифее, через Канадский Арктический архипелаг и вплоть до северо-западной Гренландии (впадина Туле). Некоторые исследователи рассматривают эту рифтовую систему как приуроченную к пассивной окраине Протоарактического океана Посейдон, закрывшегося в гренвильскую эпоху орогенеза. Выполнение арктических рифтов представлено пе-строцветными карбонатно-терригенными отложениями, прослоенными покровами базальтов. Мощность этих отложений измеряется тысячами метров.