Мы начнем описание строения и развития океанских бассейнов планеты с Атлантического океана, поскольку этот океан может считаться как бы модельным, подобно тому как Северная Америка- модельным континентом. При этом мы включаем в состав Атлантики Норвежско-Гренландский бассейн, который многие географы относят уже к Северному Ледовитому океану. Соответственно граница между Атлантическим и Арктическим океанами проводится по Шпицбергенскому разлому, касательному к северо-восточной Гренландии и западному Шпицбергену (Свальбарду). На юге граница Атлантики проводится нами по широте о-ва Буве - точке тройного сочленения Срединно-Ат-лантического, здесь заканчивающегося хребта с Американо-Антарктическим и Африкано-Антарктическим хребтами. Протяженность Атлантического океана в этом понимании составляет около 20 тыс. км, а его наибольшая ширина - 6 тыс. км. На всем этом протяжении примерно по оси симметрии океана протягивается Срединно-Атлантический хребет,типичный медленно-спрединговый, почти по всей длине осложненный риф-товой долиной. Его средняя глубина порядка 2,5 км; он разделяет океан на две полосы абиссальных котловин с глубиной 5-6 км. Срединно-Атлантический хребет пересекают многочисленныетрансформныеразло-мы, среди которых выделяется категория наиболее крупных, которые, во-первых, прослеживаются от одной окраины океана до другой и, во-вторых, разделяют океан на сегменты, различающиеся по времени своего раскрытия и, соответственно, особенностям структуры. Такие разломы были названы автором магистральными, а Ю.М.Пущаровским демаркационными, очевидно, по этому их второму свойству.
С севера на юг выделяются следующие сегменты (рис. 12-1): 1 - Норвежско-Гренландский, между Шпицбергенским разломом и Гренландско-Фарерским порогом^-Лабрадорско-Британский сегмент, между этим порогом и разломом Чарли-Гиббса;3-Ньюфаундлен-дско-Иберийский сегмент, между разломами Чарли-Гиббса и Азоро-Гибралтарским; 4-Центральный, между Азоро-Гибралтарским разломом и системой разломов Барракуда, Вима и Зеленого мыса; 5-Экваториальный, между этой системой разломов и разломом Романш; 6 - Южный, между разломами Ро-манш и Фолклендско-Агульясским; 7 - Приантаркти-ческий, между последним разломом и Американо-Антарктическим хребтом и о-вом Буве.
Двумя ответвлениями от основного Атлантического бассейна могут считаться Лабрадорское море с Баффиновым заливом на северо-западе и Бискайский залив на востоке, поскольку они образованы в процессе спрединга, оси которого сочленялись с основной осью спрединга Атлантики.
Континентальные окраины Атлантики почти на всем протяжении являются типично пассивными. На трех участках - к югу от о-ва Ньюфаундленд, вдоль северного побережья Гвинейского залива и касательно к Фолклендскому (Мальвинскому) плато и южной оконечности Африки они относятся к разряду трансформных. На двух других участках западных окраин океана они носят характер активных, сопровождаясь вулканическими дугами и глубоководными желобами - против Малой Антильской дуги и дуги Южных Сандвичевых островов. Первая дуга отделяет от Атлантики Карибское море, вторая - море Скотия (Ско-ша в английском произношении). На восточной стороне океана к этой категории может быть отнесена северная окраина Иберийского п-ова, по крайне мере до среднего миоцена.
Мы начнем характеристику Атлантического океана с Центрального сегмента- наиболее широкого, наиболее древнего и наилучше изученного, а затем проследуем на север и на юг.
Posts Tagged ‘Континент’
Этот сегмент Атлантики расположен между побережьем США и Приморских провинциий Канады, а южнее - между Антильской дугой на западе и северозападной Африкой (Марокко, Мавританией, Сенегалом) на востоке, о его северном и южном разломных обрамлениях уже говорилось выше.
Срединно-Атлантический хребет (рис. 12-2) в данном сегменте образует плавный изгиб, обращенный выпуклостью к западу. Его ширина максимальна на севере, где достигает 1500 км, и уменьшается к югу до 130 км. Рифтовая долина на всем протяжении выражена четко. В пределах данного сегмента хребет пересечен четырьмя крупными трансформными разломами: Океанограф (35° с.ш.), Хейс (33° с.ш.), Атлантис (30° с.ш.) и Кейн (24° с.ш.) со смещениями до 150 км. Кроме того, хребет нарушен нетрансформными поперечными разломами, которые вместе с первыми пересекают хребет через каждые 20-100 км. Детальные исследования показали, что эта сегментация заметно влияет на изменение мощности и состава коры и верхней мантии по простиранию хребта - кора наиболее тонкая на участках пересечения разломами (так называемых нодальных). И здесь чаще всего наблюдаются выходы на поверхность дна серпентинизированных мантийных перидотитов. Вдоль оси хребта установлено также несколько полей металлоносных гидротерм. Заметные вариации выявлены и в поперечном профиле хребта и рифтовой долины - он может быть симметричным или асимметричным; разрывы, ограничивающие отдельные блоки гребневой зоны, могут быть наклонены к оси или от оси рифта.
К западу от срединного хребта расположена наиболее крупная и глубокая, до 5,8-6,0 км, котловина океана - Северо-Американская. Примерно в ее центре находится Бермудское поднятие - квазиизометричное, ограниченное уступами плато, увенчанное одноименными островами, сложенными неогеновыми известняками. Бурением установлено, что фундаментом поднятия являются океанские базальты аптского возраста, перекрытые мел-кайнозойским чехлом. Фундамент и нижняя часть чехла разбиты сбросами и имеют блоковое строение.
В северной части котловины почти на 1000 км в юго-восточном направлении от континентального подножья протягивается Новоанглийская цепь подводных гор, высотой до 2-3 км. Она находится на продолжении полосы Монтеригийских кольцевых щелочных плутонов Канадского щита и Северных Аппалачей, возраст которых раннемеловой.
Подводная окраина Северной Америки в пределах рассматриваемого сегмента характеризуется суживающимся к югу шельфом, за счет которого к югу от мыса Гаттерас развивается краевое плато Блейк, лежащее на глубине 900-2400 м, шириной до 240 км, ограниченное на востоке крутым, до 40°, эскарпом высотой до 3 км. Этот эскарп имеет подводно-эрозионное происхождение и формировался под влиянием глубинного контурного течения. На юго-западе Северо-Американская котловина ограничивается Багамским архипелагом, представляющим мощную карбонатную платформу на океанском основании.
Северо-Американская котловина пересечена целой серией примерно равноудаленных трансформных разломов, достигающих континентальной окраины. Наиболее крупным является Багамский разлом, ограничивающий с севера одноименную карбонатную платформу.
Континентальную окраину Северной Америки подстилает кора по крайней мере трех различных типов (рис. 12-3). В пределах прибрежной равнины и внутреннего шельфа распространена подвергшаяся рифтингу континентальная кора. Она отличается от развитой западнее нормальной континентальной коры мощностью >30 км несколько пониженной мощностью вследствие растяжения, и разбитостью сбросами, в остальном сохраняя сейсмические параметры, свойственные типичной континентальной коре. Восточнее, в довольно узкой (~20 км) полосе развита кора переходного типа от континентальной к океанской; это, по крайней мере, в верхней части утоненная и пронизанная мафитовыми дайками и силлами континентальная кора, подстилаемая (underplating) основными же интрузивами. Еще восточнее в более широкой полосе, включающей континентальный склон и подножье, распространен особый, краевой тип океанской коры, выделенный недавно. Он характеризуется заметно большей мощностью по сравнению с нормальной океанской корой прилегающей абиссальной равнины и сложен в верхней части базальтами, переходящими в сторону океана во 2-ой слой океанской коры, но отличающийся в 2-3 раза большей мощностью и присутствием наклоненных опять же в направлении океана отражающих сейсмических границ. Нижняя же часть разреза этой коры со скоростями продольных волн 7,1-7,5 км/с интерпретируется как образованная интрузивными мафитами повышенной магнезиальности; она, очевидно переходит к востоку в 3-й слой нормальной океанской коры. Предполагается, что образование коры данного типа происходило в самую начальную стадию спрединга, поскольку к ней приурочены линейные магнитные аномалии, параллельные основной спрединговой системе.
В кристаллическую кору двух первых типов врезаны грабены, вернее, полуграбены, отвечающие по-зднетриасовой-раннеюрской стадии рифтинга. Наиболее вероятно, что рифтинг реализовался по асимметричной модели Вернике, с поверхностью срыва (detachment), выходящей на западе. Выполнение риф-товых грабенов представлено континентальными обломочными осадками, базальтами и в самой верхней части солями; мощность этих отложений достигает 8 км! Переход от рифтовой стадии к дрифтовой (спре-динговой) совершился разновременно - в юго-западном субсегменте окраины (ныне относящемуся к США) в самом начале юры (200 млн лет т.н., сопровождаясь деформациями сжатия и внедрением силлов и даек диабазов, а в северо-восточном, Канадском субсегменте после этого магматизма - в начале средней юры (185 млн лет т.н.).
Пострифтовый разрез Северо-Американской континентальной окраины включает полную серию сред-неюрских-четвертичных отложений. Они выполняют полосу прогибов-бассейнов, в которых их мощность достигает 8-13 км,авместессинрифтовыми осадками до 16-18 км. Таких прогибов, вытянутых вдоль окраины и разделенных порогами, именуемыми платформами, насчитывается шесть. Границы этих платформ, на которых мощность чехла и полнота его разреза существенно убывают, совпадают с разломами, поперечными к краю континента. Размещены прогибы в пределах шельфа; вдоль их внешнего края простирается продолжающийся из Мексиканского залива барьерный риф, начало формирования которого относится к средней юре, а отмирание - к баррему на севере, альбу на юге. Противоположный борт прогибов совпадает с флексурой фундамента, погружающегося от 2-4 км до >8 км, и достаточно резким уменьшением мощности коры. В основании пострифтового разреза залегают обломочные осадки и эвапориты, а выше преобладают обломочные отложения, но в верхнем мелу, особенно на юге, они частично вытесняются мелом. После перерыва на границе мела и палеогена, возобновляется карбонатонакопление, причем относительно глубоководное, но начиная с олигоцена и доныне снова господствует отложение терригенных осадков.
В направлении абиссальной котловины глубоко-водность осадков естественно возрастает, а их мощность быстро уменьшается.
Весьма спокойное, субгоризонтальное залегание пострифтового комплекса нарушается сбросами в его нижней части, проникающими из синрифтового этажа, а также соляными и магматическими диапирами. Первые приурочены в основном к внешней кромке шельфа.
Этот, следующий к северу сегмент Атлантики ограничен с юга трансформным разломом Чарли-Гиббса, простирающимся от северо-восточной окраины банки Орфэн-Нолл к южному побережью Ирландии и Бристольскому заливу, а с севера Гренландско-Исландско-Фарерским порогом. Сегмент устроен довольно сложно, что отражает его непростую историю.
Ось Срединно-Атлантического хребта смещается по разлому Чарли-Гиббса на 300 км к западу и таким образом хребет в данном сегменте оказывается приближенным к западной окраине океана. Он простирается сначала, на расстоянии около 100 км, в меридиональном направлении, перпендикулярно направлению спрединга, и затем отклоняется к северо-северо-востоку и выходит к п-ову Рейкьянес на юге Исландии, откуда произошло название этого сегмента срединного хребта - хребет Рейкьянес. Особенностью хребта Рейкьянес является, во-первых, косое, под углом 30°, простирание по отношению к направлению спрединга, происходящего в настоящее время со скоростью 1 см/г., и,
во-вторых, влияние мощного мантийного плюма под Исландией, возрастающее по мере приближения к острову. Так, рифтовая долина, хорошо выраженная в южной части хребта, к югу от 60° с.ш., с глубинами 2,5-2,9 км против 1,8-1,6 км обрамляющих гребней, отсутствует в северной части хребта, где вместо нее появляется осевое поднятие с глубинами менее 1 км, ограниченное крутыми уступами. Ширина хребта уменьшается на севере до 500 км против 800 км на юге. Хребет, протягивающийся на расстояние ~800 км, лишен трансформных разломов, единственный такой разлом отделяет его на юге от меридионального отрезка. Но хребет пересекается мелкими нетрансформны-ми разрывами, косыми по отношению к его простиранию, расположенными кулисообразно и перпендикулярно направлению спрединга. Такое же расположение обнаруживают молодые вулканические гряды в осевой зоне хребта. Все эти особенности объясняются косым растяжением.
На западе хр. Рейкьянес отделен от узкой континентальной окраины южной Гренландии так же довольно узкой коптовинои Гардар, а к югу от южной оконечности Гренландии и между ней и северо-восточным побережьем п-ова Лабрадор в северо-западном направлении простирается Лабрадорское котловинное море. Последнее обязано своим образованием спредин-гу, начавшемуся здесь в самом конце мела и продолжавшемуся до позднего эоцена.
Лабрадорское море отделяется на северо-западе порогом пролива Девиса от Баффинова залива. Его глубины возрастают в юго-восточном направлении, к открытому океану, от 3 до 4,5 км. В средней части котловины протягивается цепочка подводных гор - Сре-динно-Лабрадорская гряда, отвечающая древней оси спрединга. На юго-востоке она примыкает к флангу Срединно-Атлантического хребта, намечая здесь точку былого тройного сочленения осей спрединга.
В поперечном профиле Лабрадорская котловина построена асимметрично, что объясняется перескоком оси рифтинга и спрединга в течение ее формирования. Лабрадорская окраина значительно шире Гренландской, которая ограничивается крутым склоном. Под внешним шельфом и склоном Лабрадорской окраины установлен глубокий прогиб, выполненный мелководными песчано-глинистыми отложениями неокома-палеоцена, подстилаемыми берриас-готеривскими базальтами. Структура прогиба осложнена многочисленными сбросами, расчленяющими ее на систему горстов и грабенов; их образование, очевидно, связано со стадией рифтинга. Ось спрединга, начавшегося в позднем мелу, первоначально простиралась северо-восточнее раннемеловой рифтовой системы, чем и объясняется отсутствие раннемелового прогиба под Гренландской окраиной. В дальнейшем осадконакопление на лабрадорской стороне также было более мощным; общая мощность мела и кайнозоя достигает 6 км.
Строение Гренландской окраины Лабрадорского моря отличается некоторым своеобразием. Континентальная кора мощностью в 30 км резко, до 3 км, утончается под континентальным склоном, главным образом за счет выклинивания нижней коры. Далее в сторону моря ее мощность возрастает до 6 км благодаря появлению в ее основании слоя со скоростями 7,0-7,6 км/с мощностью в 4-5 км, распространяющегося на полосу шириной ~80 км.
ПроливДевиса, соединяющий Лабрадорское море с Баффиновым заливом, в подводном рельефе выражен порогом с минимальными глубинами менее 500 м. Порог отвечает, скорее всего, вулканическому сооружению, аналогичному Гренландско-Исландско-Фарер-скому порогу, рассматриваемому в следующем разделе. Предполагается, кроме того, что вдоль его оси проходит сдвиг, соединяющий оси спрединга Лабрадорского моря и Баффинова залива.
Баффинов залив расположен между о-вами Баффи-на, Девон и Элсмир на западе и Гренландией на востоке. Его глубины лишь несколько превышают 2 км, в основном из-за присутствия мощной толщи кайнозойских осадков. Между тем линейные магнитные аномалии, протягивающиеся сюда из Лабрадорского моря, показывают, что осевая часть залива подстилается корой океанского типа. В северной части залива сейсмические скорости позволяют предполагать, что вместо нормальной океанской коры осадки здесь подстилаются серпентинизированными породами мантии, выступ которой образовался в начальную стадию амагмати-ческого рифтинга. Начало последнего совпало с границей мел/палеоген; в интервале 57-54 млн лет т.н. преобладали сдвиговые смещения, а между 54 и 34 млн лет т.н. они сменились сжатием - это так называемый орогенез Юрика, проявившийся и на Шпицбергене.
На северном окончании Баффинова залива от него в северо-восточном направлении отходит узкий пролив Нарес, отделяющий Землю Элсмира от Гренландии, а на запад - пролив Ланкастер - западное звено системы широтных проливов, отделяющих северные о-ва Канадского Арктического архипелага от южнь'и. Таким образом, здесь находится тройное сочленение типа рифт (Ланкастер) - рифт (Баффинов залив) - трансформный разлом (пролив Нарес) с левосторонним смещением.
Возвратимся теперь к восточной половине сегмента. Хребет Рейкьянес граничит на востоке с Исландской котловиной, расположенной к югу от одноименного острова, а последняя примыкает к плато Роколл, представляющему типичный микроконтинент, с мощностью коры в 30-32 км и хорошо выраженным гранитно-метаморфическим слоем. Оно имеет грубо прямоугольные контуры и вытянуто, как и все структуры данного сегмента, в северо-восточном направлении. От европейской континентальной коры оно отделено трогом Роколл, рассматриваемым ниже. Поверхность плато лежит на отметках менее 1 км и увенчана несколькими банками с небольшими островами. На них обнажаются гранулиты и граниты раннепротерозойского возраста, а также палеогеновые базальты и поздиеме-ловые-палеогеновые интрузивы. Таким образом, фундамент плато идентичен фундаменту на крайнем юге Гебридского массива Шотландии (террейн Ислей, см. раздел 4.3).
Северо-западная, обращенная к Исландской котловине окраина плато Роколл, по данным сейсмики и бурения, представляет такую же типичную вулканическую окраину, как и окраина Северной Америки к югу от Новой Шотландии, окраины Гренландии и Норвегии, рассматриваемые ниже.
Трог Роколл, отделяющий плато Роколл от континентальной окраины Шотландии (Гебрид) и Ирландии, имеет то же северо-восточное простирание, глубины от 1 до 4 км на юге, замыкается на севере порогом Вай-виль-Томсон между Фарерами и Шотландией и ограничивается на юге разломом Чарли-Гиббса, а на юго-востоке банкой Поркьюпайн. Мощность коры в прогибе уменьшается до 13-17 км против порядка 30 км в ближайшем обрамлении. Мощность осадочно-вулка-ногенного выполнения 5-6, возможно до 8 км. Природа консолидированной коры под прогибом остается не вполне ясной - она может быть утоненной континентальной (т.е. переходного типа), вероятно, с внедрениями основных магматитов, либо океанской; не установлен и возраст этой коры, поскольку здесь можно ожидать проявления нескольких фаз рифтинга - в конце
карбона - начале перми, в конце триаса - начале юры, в середине мела. Бурением и сейсмикой установлено присутствие нижнемеловых синрифтовых осадков и вулканитов, верхнемеловых пострифтовых осадков, палеоценовых вулканитов и интрузивов. Так что наиболее вероятное время образования трога Роколл в современном виде - это конец раннего - начало позднего мела.
История формирования Лабрадорско-Британско-го сегмента по данным бурения, сейсмики, линейным магнитным аномалиям, датировке вулканитов вырисовывается в следующем виде. Спрединг к концу раннего мела, распространяясь с юга, остановился у разлома Чарли-Гиббса. Вероятно, уже в альбе ось спре-динга проникла в трог Роколл, отделив микроконтинент Роколл от Евразии, а в конце мела она распространилась и к северо-западу, положив начало отделению Гренландии от Северной Америки и образованию Лабрадорского моря. В начале палеоцена спрединг распространился и на Баффинов залив. Палеоцен был вообще временем крупных событий во всей Северной Атлантике и Арктике. К этой эпохе относится также отделение плато Роколл от Гренландии и образование спредингового хребта Рейкьянес, а затем и обрамляющих его котловин, а равно более обширного Норвежско-Гренландского бассейна и, наконец, Евразийского бассейна в Северном Ледовитом океане. На площади диаметром в 2000 км от Баффиновой Земли до северо-западной Шотландии и от южной Норвегии до южной части плато Роколл это событие сопровождалось, а частично и предшествовалось мощной вспышкой базальтового и пикритового вулканизма, заставляющей предполагать подход здесь к утоненной литосфере верхушки огромного мантийного плюма или нескольких плюмов (минимум трех) меньших размеров. Исландский плюм - реликт этого гигантского плюма или группы плюмов, первоначальный центр которого находился под южной Гренландией.
Спрединг в Лабрадорском море - заливе Баффина, прекратился к концу эоцена, а в троге Роколл еще значительно раньше, в середине позднего мела, и с этого времени сосредоточился в хребте Рейкьянес, где и продолжается, со скоростью 1 см/г., в современную эпоху.
Альпийско-Гималайский пояс формировался на протяжении мезозоя и кайнозоя и поэтому анализ его эволюции следует начинать с конца палеозоя. В это время завершился герцинский орогенез и возник суперконтинент Пангея. Южный фронт герцинского пояса в восточном полушарии простирался в современном структурном плане в близширотном направлении через северо-западную Африку - вдоль Южно-Атласского разлома, Сицилию, огибал Адриатический выступ Гондваны и продолжался в Северную Анатолию, крайний север Ирана, вдоль Гератского резлома в Афганистане, южных окраин Северного Памира, Куньлуня, Циньлиня и далее через Корею выходил к Палеопа-цифику.
Гондвана к западу от меридиана Вены и Туниса в позднем палеозое и первой половине мезозоя до бат-ского века юры была прочно спаяна с Лавразией в составе Пангеи, но далее к востоку ее южный край, пересекая экватор, все дальше отклонялся к югу, а затем, за 30-м градусом южной широты поворачивал в широтном направлении. В состав северной окраины Гондваны в конце перми - начале триаса еще входили Центральная Анатолия, Центральный и частично Северный Иран с крайним югом Закавказья, Центральный и Южный Афганистан, Тибет с Западной Юньна-нью, Синобирманский массив и его южное продолжение в Малайе и на Суматре. Принадлежность этих блоков, начиная с тибетских, Гондване доказывается присутствием раннепермскихтиллитов и глоссоптери-совой флоры. Таким образом между Восточной Лавразией и Восточной Гондваной в конце палеозоя - начале мезозоя существовал обширный залив - реликт Палеотетиса, открывавшийся в Палеопацифик. Существование этого залива подтверждается палеомагнит-ыыми и палеобиогеографическими данными. Но в его северо-восточной части в качестве самостоятельных континентальных блоков присутствовали Северный Китай с Таримом и Алайским микроконтинентом Тянь-Шаня, Южный Китай (Янцзы), Индосимийский массив. В поздней перми они характеризовались специфической флорой, получившей название катазиатской, а также фауной брахиопод. Лавразийская окраина Палеотетиса была активной, гондванская - пассивной. Ее северо-западная часть, в дальнейшем вошедшая в состав Альпийско-Гималайского пояса, отличалась широким развитием карбонатов, поскольку находилась в приэкваториальных широтах.
Уже в середине перми начали проявляться процессы рифтинга, которые привели к откалыванию от северо-восточной окраины Гондваны полосы микроконтинентов, от Адрии до Сибумасу*, которая получила от Дж.Шенгёра утвердившееся за ней название Киммерийского континента. Это привело к расщеплению реликтового Палеотетиса на два океана, именуемых несколько по-разному. Северный из них еще продолжают называть Палеотетисом, а южный называют либо Мезотетисом, либо уже Неотетисом (рис. 11-63). На мой взгляд, правильнее называть первый «Мезотетис /», а второй - «Мезотетис II». Раскрытие этого последнего в перми и триасе коррелировалось с закрытием первого, основной ствол которого проходил от Северной Добруджи через Горный Крым, южный склон Большого Кавказа и Туркмению в Северный Афганистан, Центральный Памир и далее вдоль южного склона Куньлуня. Восточнее одна ветвь, сохраняя широтное простирание, следовала вдоль южного склона хр.Цинь-лин и продолжала разделять Северный и Южный Китай, другая отходила к югу вдоль западного края блока Янцзы и затем снова расходилась на две ветви, из которых главная продолжалась в Лаос и Малайю, а побочная вклинивалась между Южным Китаем и Индосинией.
К концу триаса все эти ветви закончили свое существование в результате коллизии ограничивавших и разделявших их континентальных блоков. Эта эпоха орогенеза известна в Европе как раннекиммерийская, а в Азии как индосинийская. В Азии она привела к существенному разрастанию континента за счет при-членения Северного Тибета, Синобирмании с ее западными и южными продолжениями, Южного Китая (Янцзы), Индосинии. Континентальная кора распространилась в область современных шельфов Южно-Китайского и Яванского морей и Юго-Западного Калимантана, создав так называемый Сундаленд.
Дальнейшее восточное продолжение рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса находится уже в Малой Азии, в Центральной и Южной Анатолии, к югу от охарактеризованной уже выше системы Понтид. Здесь в поперечном сечении данной ветви выделяется три мегазоны: Анатолиды, Анатолийско-Таврская «платформа» и Тавриды; последние граничат по надвигам с Аравийской плитой -отторженцем Гондваны .
Главным элементом в структуре Анатолид является офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан, традиционно рассматриваемая как продолжение аналогичной зоны Вардара Динарид-Эллинид. В ней широко развиты юрские (в основном?) офиолиты, нередко в виде меланжа -«Анкарский цветной меланж» (отсюда и пошел сам термин «меланж»), и меловой-эоцено-вый флиш. Однако в настоящее время считается, что зона Измир-Анкара продолжает лишь западную подзону зоны Вардара. Аналог ее восточной подзоны усматривается в более северной офиолитовой зоне, так называемой Интрапонтидской, в которой так же в виде меланжа присутствуют верхнеюрские-нижнемеловые офиолиты и глубоководные кремнисто-карбонатные отложения и верхнемеловой-палеоценовый флиш. Эта зона сливается на востоке, в районе Анкары, с основной зоной, следующей от Измира. А западнее их разделяет микроконтинент Сакарья, приравниваемый к срединному поднятию Пайкон зоны Вардара в Греции. Фундамент микроконтинента Сакарья образуют палеозойские метаморфиты, несогласно перекрытые верхним палеозоем, на котором, в свою очередь, несогласно залегают полого дислоцированные юрско-меловые породы карбонатной платформы. В туроне-сеноне на северный край микроконтинента были ша-рьированы офиолиты и началось накопление флиша с олистостромами в низах. Эти события были связаны с коллизией Сакарьи с южным краем Евразийской плиты, которая сопровождалась и региональным метаморфизмом.
Офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан находит свое продолжение в центральной части Малого Кавказа. На юго-востоке последнего эта зона раздваивается - одна ветвь следует вдоль р.Акеры, а другая уходит в Зангезур и далее, пересекая р.Аракс, в Иранский Карадаг. Между ними обособляется Кафанский блок, представляющий фрагмент юрско-раннемеловой энсиалической вулканической дуги, аналогичной Артвино-Карабахской дуге северной части Малого Кавказа и гомолога блока Сакарья на северо-западе Анатолии. Офиолиты Малого Кавказа имеют поздне-пермско-раннемеловой возраст; на них залегает сред-немеловой флиш, а в раннем сеноне, опять же подобно тому, что происходило в Анатолии, офиолитовая зона Малого Кавказа испытала интенсивнеое сжатие с об-дукцией офиолитов на смежные континентальные блоки. Карбонатный верхний сенон, палеоценовый флиш и вулканогенный эоцен запечатывают эти структуры.
Акеринская ветвь Малокавказской офиолитовой зоны по магнитным аномалиям предположительно прослеживается под кайнозойским чехлом к северу от Талыша, а Зангезуро-Карадагская ветвь скрывается под молодыми вулканитами Иранского Азербайджана. Можно предполагать, что она первоначально простиралась в южном обрамлении Эльбурса, где сейчас намечается существование сутуры, и что офиолиты Сабзевара к югу от восточного окончания Эльбурса принадлежали той же зоне.
В Анатолии к югу от западной части рассмотренной офиолитовой зоны располагается так называемая Тавро-Анатолийская платформа (см. рис. 11-14), вернее, микроконтинент. Его фундамент выступает в двух крупных массивах - Мендересском (запад) и Кирше-хирском (восток) и имеет трехчленное строение. Нижний ярус образуют в основном гранито-гнейсы протерозойского возраста, средний ярус слагают метатер-ригенные сланцы палеозоя, а верхний представлен мраморами с возрастом от верхней перми или триаса до мела включительно. С севера на эти массивы в позднем мелу были надвинуты офиолиты, а позднее они были интрудированы гранитами.
Континентальные блоки к югу от офиолитовой зоны находятся и на юге Малого Кавказа и в Иране. В первом регионе это Мисханский (Арзаканский) и Мегринский массивы. Слагающие их фундамент метаморфические образования имеют заведомо додевонс-кий, а скорее всего и доордовикский возраст, но верхняя и, возможно, существенная часть метаморфического комплекса может принадлежать уже мезозою. Выполненный карбонатным верхним мелом, флише-вым палеоценом и вулканогенным эоценом Еревано-Ордубадский прогиб отделяет эту полосу поднятий от северо-западного окончания Центрально-Иранского микроконтинента с его ордовикско-триасовым шель-фово-карбонатным (в основном) чехлом. Этот микроконтинент на востоке граничит вдоль дугообразной, выпуклой к западу офиолитовой сутуры со своеобразным Лутским блоком, на востоке примыкающим к южному продолжению Урало-Оманского линеамента.
В Анатолии к югу от центральной полосы метаморфических массивов и вплоть до Средиземноморского побережья простирается покровно-складчатая система Таврид. Тавриды характеризуются южной вергентнос-тью (см. рис. 11 -15) и образуют две выпуклые к югу дуги, сочленяющиеся под острым углом на севере в так называемом углу Испарты. В Тавридах различают автохтонные (относительно!) и аллохтонные элементы; первые выступают в тектонических окнах и представляют неметаморфизованное продолжение двух верхних комплексов находящейся севернее «платформы», а вторые имеют различные корни. Наиболее западную группу образуютЛикийские покровы, окаймляющие с юга Мен-дересский массив, составляющие западную сторону «угла Испарты» и шарьированные на крупное поднятие автохтона Бейдаглары. В состав этих покровов входят позднемезозойские офиолиты, частично превращенные в меланж, и пермско-верхнемеловые образования как океанского бассейна, так и его южной пассивной окраины. Офиолиты происходят из Изми-ро-Анкарской зоны и были обдуцированы и переброшены через Мендересский массив в конце мела. В дальнейшем в деформации были вовлечены и породы палеоцен-эоцена, а последние движения относятся к миоцену.
Вторая группа покровов Таврид - покровы Анта-льи. Они слагают восточную сторону «угла Испарты», ограничиваясь с востока автохтонным карбонатным массивом Анамасдаг, а также образуют более внутреннюю зону западной стороны «угла», прилегая к автохтонному массиву Бейдаглары с противоположной по отношению к Ликийским покровам стороны. В состав этих покровов входят верхнетриасовые-нижнемеловые офиолиты, часто в виде меланжа, а также глубоководные (радиоляриты и др.) и шельфовые (карбонаты) отложения триаса-мела. Образование покровов с об-дукцией офиолитов относится к Маастрихту-раннему эоцену. Происхождение покровов Антальи, офиолитов в частности, трактуется по-разному - от дальнего северного транспорта, подобно Ликийским покровам, или южного, и до признания их образования в небольшом бассейне с океанской корой и значительным числом карбонатных платформ на утоненной континентальной или океанской же коре - бассейне, в общем вписанном в «угол Испарты».
В восточном направлении покровная структура Таврид еще более усложняется. Связано это прежде
всего с тем, что Анатолийско-Таврская «платформа» расщепляется на два метаморфические массива-Мун-зур и Битлис, разделенные самостоятельным «интра-таврским» бассейном с корой океанского типа, и эти массивы сами вовлекаются в покровообразование. Офиолиты, происходящие из интратаврского бассейна, имеют триасовый (Т,?-Т3) и нижнемеловой возраст и сопровождаются верхнемеловым-нижнеэоценовым флишем; они претерпели местами метаморфизм высоких давлений-низких температур. В эоцене на месте этого бассейна образовалась сутура.