Эта область расположена к востоку от Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса, его северного отрезка, и ее структуры простираются в общем северо-восточном направлении, ограничиваясь на юго-востоке впадиной Берингова моря. Область имеет исключительно сложное строение и в целом представляет коллаж террейнов различного происхождения и возраста, от континентальных и докембрийских до собственно океанских и новейших, причленявшихся к Азиатскому континенту начиная с конца раннего мела. По возрасту слагающих образований, заключительных деформаций и преобладанию субдукционного или об-дукционного механизма аккреции область может быть разделена на три мегазоны.
Западная мегазона включает группу террейнов, в пределах которых присутствуют палеозойские и, возможно, докембрийские образования, а их аккреция к континенту завершилась к апту-альбу. Наиболее западным элементом этой- мегазоны является Удско-, или Кони-Мургалъская вулканическая дуга, непосредственно граничащая с Охотско-Чукотским поясом. Разрез дуги включаетвулканогенно-обломочные образования от каменноугольных до неокомских мощностью в несколько километров. На п-ове Тайгонос породы ме-таморфизованы в амфиболитовой и глаукофановой фациях, слагая парный метаморфический пояс. На завершающей стадии развития в островодужные образования были внедрены плутоны габбро-гранитоидной формации с возрастом 115-75 млн лет. Отложения апта-альба, залегающие несогласно, представлены угленосной молассой.
В составе более восточной Пенжинско-Анадырской зоны присутствуют наиболее древние в области ордовикские и более молодые, до среднедевонских, офио-литы, вулканогенно-осадочные отложения от ордовик-ско-силурийских до нижнемеловых островодужного типа, частично метаморфизованные в зеленосланцевой или глаукофановой фациях. Покровно-чешуйчатая
структура зоны отличается исключительной сложностью. На востоке эта зона тектонически контактирует со следующей, Таловской, в составе которой развиты известняки и туфо-терригенные отложения девона-триаса, терригенный флиш верхней юры - нижнего мела, офиолиты. Структура не менее сложная, чем у предыдущей зоны; на ней несогласно залегает верхний альб. Наиболее восточным элементом Западной мегазоны является Майницкая зона, в которой наряду с палеозойскими офиолитами и позднетриасовыми-раннеюрски-ми островодужными образованиями преимущественно развиты среднеюрские офиолиты и залегающие на них кремнисто-туфогенно-терригенные с участием базальтов отложения; знаменательно появление в них тетической фауны, в отличие от более восточных зон с фауной бореального типа и ангарской флорой. Весь этот комплекс несогласно перекрыт мощной толщей флишевых и более грубокластических пород альба -верхнего мела окраинноморского типа; она знаменует собой переход к следующей к востоку Центральной мегазоне, на которую Майницкая зона надвинута.
Центральная мегазона характеризуется преобладанием в составе отложений слагающих ее террейнов мощных терригенных образований верхнеюрского и мелового, местами вплоть до палеоценового возраста, в нижней части флишевых или флишоидных, в сеноне-палеоцене более мелководных, частично даже континентальных. Широко развиты здесь и офиолиты, в основном позднепалеозойские-раннемезозойские, но есть и более молодые, от позднеюрских до позднемеловых, в составе которых присутствуют радиоляриты с тети-ческими формами. Покровное строение данной мегазоны проявлено наиболее очевидно; имеются тектонические окна и покровные синформы, смятые в лежачие складки. Особое место в этой мегазоне занимает ее наиболее внешняя, пограничная со следующей мегазоной Укэлаятская зона, протягивающаяся на юго-запад в пределы Западной Камчатки, а на северо-востоке достигающая побережья Берингова моря. Она сложена мощной, до 7-8 км, толщей сантон-палеоце-нового флиша, отложенной вдоль континентального склона и подножья окраинного моря. Зона отличается напряженной складчато-надвиговой структурой. Основные деформации мегазоны произошли в эоцене, но местами наблюдается несогласие в основании верхнего Маастрихта.
Непосредственно наУкэлаятскую зону полого надвинуты по крупному Вывенкскому надвигу образования Восточной мегазоны, обладающей, таким образом, вергентностью, противоположной вергентности двух предыдущих мегазон. В составе данной мегазоны выделяются две зоны; Олюторская, непосредственно граничащая с Укэлаятской и продолжающаяся в Центральную Камчатку, и Ветловская, занимающая Олюторский хребет и восточное побережье Камчатки. Разрез Олюторской зоны слагают две толщи - вулканогенно-кремнистая альба-кампана и вулканогенно-осадочная островодужного типа маастрихта-палеоцена. Интересной деталью строения зоны являются расслоенные плутоны мафитов-ультрамафитов. Ветлянская зона
сложена среднеэоцен-нижнеолигоценовым флишем с олистостромами и блоками пород океанской коры ма-астрихт-палеоценового возраста.
После завершения коллизионных процессов отдельные участки Восточной и Центральной мегазон Корякин начали испытывать опускания с образованием наложенных молассовых впадин. Наиболее крупной из них является Нижнеанадырская впадина, открывающаяся в одноименный залив Берингова моря и наложенная на погружение Центральной мегазоны. Начало ее формирования относится к концу эоцена. Выполнена она в основном олигоцен-миоценовой молассой, в нижней части прибрежно-морской, в верхней - континентальной, мощностью до 3,5 км, слагающей куполовидные и брахиморфные складки. Мощность отложений и участие в них морских фаций возрастают в акватории Анадырского залива (см. ниже).
Две другие впадины в пределах той же мегазоны -Беринговская и Нижне-Хатырская, расположены на северо-западной периферии Алеутской впадины Берингова моря (см.ниже). Мощность моласс, опять же морских и тонких в нижней части, континентальных и более грубых в верхней, возрастает до 10 км, а напряженность складчатости убывает от бортов в направлении акватории. Наложенные молассовые впадины известны и в Восточной мегазоне Корякин; их полоса протягивается от Пенжинской губы к среднему течению р. Анадырь, а возраст выполняющих отложений плиоцен-четвертичный.
Как уже указывалось выше, юго-восточные зоны Корякского нагорья протягиваются в пределы п-ова Камчатка. Так, Укэлаятский верхнемеловой (и палеоценовый) флишевый прогиб продолжается в северозападную Камчатку, а затем, скрываясь на некотором протяжении под водами Охотского моря, появляется вновь на юго-западе полуострова. Здесь из под него обнажается островодужная вулканогенная формация альба и кремнисто-вулканогенная формация нижнего мела - верхней юры. Эти образования тектонически контактируют с более древни ми метаморфитами игра-нитоидами, выступающими в Срединном хребте. Эти образования формируют гранито-гнейсовые купола и в них выделяется два комплекса. Нижний метаморфи-зован в амфиболитовой с реликтами гранулитовой фации и сложен кристаллическими сланцами, гнейсами, мигматитами, плагиогранитами; для него были получены среднепротерозойские радиометрические датировки, но более поздние определения указывают на ранний палеозой. Верхний комплекс образован об-ломочно-глинистыми породами и, подчиненно, основными вулканитами, зонально метаморфизованными от амфиболитовой до зеленосланцевой фации; в нем обнаружены палеозойские (девон, пермь) споры. Мета-морфиты выступают и юго-восточнее, по другую сторону Центрального грабена Камчатки, в Ганальском хребте, но их состав существенно отличается и это может относиться и к возрасту. Верхний комплекс этого выступа, отличающийся меланократовым составом и метаморфизованный в амфиболитовой-зеленосланце-вой фации, может представлять продукт метаморфизма позднемезозойской офиолитовой формации. Нижний комплекс, слагающий ядра гранито-гнейсовых куполов и метаморфизованный до гранулитовой фации, вероятно относится к палеозою.
Почти навеем протяжении полуострова прослеживается зона пологого надвига-шарьяжа на Западно-Камчатскую мегазону продолжения Восточной мегазоны Корякин - надвига, известного в Корякин как Вывенкский, а на Камчатке как Ватынско-Лесновский; его амплитуда может достигать 150 км. На юге полуострова надвиг Восточно-Камчатской мегазоны на Западно-Камчатскую проходит вдоль контакта образований первой мегазоны с метаморфитами Срединного и Ганальского хребтов. Возраст надвига определяется как предереднеэоценовый. В составе отложений Восточно-Камчатской зоны, как и эквивалентной ей в Корякин Олюторской, присутствуют вулканогенно-кремнистая океанского типа формация верхнего альба - нижнего кампана и вулканогенно-осадочная островодужная верхнего кампана-маастрихта. Сходные образования, в сопровождении фрагментов офиолито-вого комплекса, явно более древнего, обнажаются и на восточных п-овах Камчатки, но, по мнению М.Н.Шапиро, принадлежат уже другой вулканической дуге. Они надстраиваются палеогеновыми вулканитами, а их деформации относятся уже к миоцену. Эта зона отделена от собственно Восточно-Камчатской надвигами восточной вергентности, хорошо выражеными в районе хр.Кумроч. Зона восточных полуостровов непосредственно сопряжена с северной частью Курило-Камчатского глубоководного желоба (см. ниже), а к самому северному из полуостровов - п-ову Камчатского мыса, с востока подходит окончание Командор-ско-Алеутской дуги, сопровождающих ее с обеих сторон сдвигов и, с юга, Алеутского желоба, который как-раз против п-ова Камчатского мыса сочленяется с Курило-Камчатским. Американские исследователи отмечают сходство строения п-ова Камчатского мыса с Командорско-Алеутской дугой и рассматривают его как продукт коллизии Алеутской дуги с краем Евразии, представленным Камчаткой. По палеомагнитным данным, коллизия должна была начаться в олигоцене. С ней, очевидно, было связано отмирание северного продолжения Курило-Камчатского желоба вдоль Камчатки и северное ограничение Восточно-Камчатского вулканического пояса.
На восточную часть Западно-Камчатской мегазоны и смежную часть Восточно-Камчатской мегазоны наложен Центрапыю-Камчатский вулканический пояс, начавший свою деятельность в олигоцене и закончивший в раннем плейстоцене. Он сложен известково-ще-лочной серией вулканитов, дифференцированных от базальтов до риолитов с преобладанием андезитов, и включает субвулканические тела среднего и кислого состава. Другой вулканический пояс - Восточно-Камчатский, простирается вдоль восточного побережья Камчатки к югу от широты п-ова Камчатского мыса и
до южной его оконечности . К нему приурочены все ныне действующие стратовулканы Камчатки и крупные вулкано-тектонические структуры - кальдеры и др. Вулканизм здесь начался в позднем миоцене, одновременно с оформлением Курило-Камчатско-го желоба и соответствующей зоны субдукции в ее современном виде.
На западном побережье Камчатки накопление мо-ласс началось в палеогене. Нижняя моласса, в основном морская, частично континентальная, угленосная в основании, имеет палеоген-нижнемиоценовый возраст. На ней несогласно залегает верхнемиоценово-плиоценовая континентальная и вулканогенная моласса; ее вулканические элементы связаны с активностью Центрально-Камчатского пояса. Отложения, выполняющие молассовый прогиб юго-западной Камчатки, вплоть до самых молодых слоев смяты в складки, продолжающиеся на шельфе. На северо-восточную часть Камчатки наложен другой молассовый прогиб, возникший позднее, в позднем эоцене - олигоцене и к середине миоцена заполненный терригенной флишо-идной толщей мощностью до 8 км, надстроенной 1,5-километровой вулканогенной молассой среднего миоцена - плиоцена. На южную часть этого прогиба, в свою очередь, наложен молодой, плиоцен-четвертичный Центрально-Камчатский рифтовый грабен с амплитудой до 2,5 км, замыкающийся на юге, где он разделяет Срединный и Ганальский хребты, и расширяющийся до 70 км на севере.
Posts Tagged ‘Область’
Кратонизация почти всей площади ВЕП, исключая Свеконорвежский блок, закончилась в начале среднего протерозоя внедрением плутонов гранитов рапаки-ви, известных не только в западной части платформы, но и на западном склоне Урала. Средний и поздний протерозой до раннего венда включительно составляют авлакогенную стадию развития платформы, как ее впервые выделил А.А.Богданов.
Зарождение некоторых рифтогенных грабенов в пределах ВЕП относится уже к первой половине среднего протерозоя, к раннему рифею . Такие грабены известны в Швеции, на юге Карелии (Ладожский грабен), в западной (Орша), центральной и восточной частях Русской плиты. Все они заполнены в основном континентальными обломочными красно-цветами, а в некоторых из этих структур присутствуют и вулканиты - только основные (Ладога) или бимодальные (субиотний Швеции). Значительно более мощными (несколько тысяч метров) являются нижне-рифейские образования в классическом разрезе Башкирского антиклинория западного склона Урала, где в их составе присутствуют и морские карбонаты. Здесь эти отложения отвечают рифтовой стадии формирования пассивной окраины Восточно-Европейского континента (Балтики).
В среднем рифее Среднерусская система авлакоге-нов, пересекающая платформу от Волыни до Тимана, была уже практически полностью сформирована вместе с ее юго-восточным Пачелмским ответвлением и северными ветвями. Продолжали развиваться и расширились рифтогенные впадины и на Балтийском щите (иотний Швеции и его аналоги). Выполнение рифтов по-прежнему в основном обломочное и континентальное, с участием вулканитов; мощности измеряются сотнями метров. На западном склоне Урала также продолжается рифтинг с более мощным (тысячи метров) осадконакоплением и бимодальным вулканизмом. Аналогичное развитие обнаруживал и будущий Тиман-ский кряж.
Завершается эта стадия эволюции ВЕП и ее окраин в неопротерозое - позднем рифее и раннем венде. В позднем венде авлакогенная стадия сменяется плитной (ортоплатформеннои), в центральной части Русской плиты образуется обширная впадина, объединяющая будущие Балтийскую, Московскую и Мезенскую синеклизы, а на Тиманской и Уральской окраинах ВЕП появляются турбидиты, свидетельствующие о соседстве глубоководного бассейна. В конце венда эти окраины испытывают деформации сжатия, продолжающиеся в кембрии. На платформе они сказались в общей регрессии моря, достигшей кульминации в позднем кембрии.
Новая волна погружений охватила платформу в начале ордовика, когда восстановился Балтийско-Московский бассейн с продолжением на северо-запад в Скандинавию. Четко проявлены не только тимано-уральская пассивная окраина ВЕП, но и западная, обращенная к «морю Торнквиста». Как на подводных окраинах ВЕП, так и в направлении центральной части внутреннего моря песчано-глинистые осадки сменялись карбонатными. Начиная с позднего силура повсеместно ощущается регрессия и к концу раннего девона практически вся площадь ВЕП превращается в сушу; заканчивается каледонский этап ее развития, совпадая с орогенезом вдоль северо-западного и юго-западного обрамления платформы.
Новый этап развития ВЕП - герцинский - начинается в среднем девоне трансгрессией моря с востока. Московская синеклиза с этого времени выступает как самостоятельная структура, в то время как южную часть Балтийской синеклизы наследует Польско-Литовская впадина, а южнее обособляется Львовская. Образуется Припятско-Днепровско-Донец-кая рифтовая система, и в качестве глубоководного бассейна, некомпенсированного осадконакоплением, выступает Прикаспийская впадина. В центральной части Русской плиты в основании герцинского ряда формаций залегает лагунная соленосная формация, сменяющаяся мелководной карбонатной. Последняя развита и вдоль юго-западной окраины платформы. В Припятско-Днепровско-Донецком авлакогене мощная соленосная формация образуется в позднем девоне. Как здесь, так и в некоторых более северных районах, вплоть до Тимана, в позднем девоне происходят также излияния щелочных базальтов, а на Кольском п-ове внедряются крупные плутоны нефелиновых сиенитов (Хибины, Ловозеро).
В карбоне и начале перми в большей части платформенных бассейнов, включая окраинные, преобладало мелководное карбонатонакопление; временами, как в раннем визе, оно прерывалось регрессиями с образованием паралических угленосных толщ. Область наибольших погружений постепенно сместилась к востоку, в Волго-Уральскую область. Существовавшие здесь еще в среднем девоне поднятия - Татарский, Башкирский, Токмовский своды постепенно превратились в погребенные структуры, а Воронежская и Белорусская антеклизы, напротив, стали испытывать поднятие. Интенсивное погружение и паралическое угленакопление происходило в Донецком бассейне, на восточном продолжении Днепровско-Донецкого авлакогена.
В середине ранней перми (в начале средней перми по западной терминологии) в развитии ВЕП наступил определенный перелом (рис.4-9). Он был связан с началом орогенеза на востоке, на Урале и на юге, включая Донецко-Каспийскую зону. Это привело к частичной изоляции Прикаспийской впадины и к мощному соленакоплению в ней в кунгуре, распространившемуся и на Предуральский прогиб. Последний обособился еще в начале перми в качестве глубоководного прогиба, отделенного отэпиконтинентального Восточнорус-ского моря барьерным рифом. Само это море тоже постепенно осолонялось и после кратковременного расширения в казанский век превратилось в конце перми -раннем триасе во внутриконтинентальный озерный водоем. То же произошло с Днепровско-Донецкой и Прикаспийской впадинами и, в конечном счете, с Польско-Литовской впадиной, которая еще в начале поздней перми была восточным окончанием огромного Среднеевропейского солеродного Цехштейнового бассейна. В итоге к среднему триасу вся площадь платформы превратилась в сушу, завершив этим герцин-ский цикл своего развития. Слабые погружения с накоплением континентальных осадков продолжались лишь в Днепровско-Донецкой и Прикаспийской впадинах и в Предуральском прогибе. Эта картина сохранялась и в позднем триасе, и в ранней юре, но в конце этой эпохи со стороны Тетиса начинается морская трансгрессия, достигающая окраин Донбасса и Приазовья и открывающая киммерийско-альпийский этап развития ВЕП. В средней юре трансгрессия распространяется на юге до Поволжья и Подмосковья и охватывает западную периферию платформы. В поздней юре трансгрессия продолжала расширяться, охватив все
впадины южной половины Русской плиты и приведя к смене терригенного осадконакопления терригенно-кар-бонатным. Южные бассейны, периферические по отношению к океану Тетис, соединились на северо-востоке с бореальным Баренцевоморским бассейном. Но враннеммелу трансгрессия сменяется регрессией, а после возврата моря в нем снова отлагаются терриген-ные осадки. В позднем мелу трансгрессия достигает максимального развития, охватывая весь юг и запад платформы с накоплением преобладающих карбонатных осадков во впадинах. В раннем палеогене площадь моря несколько сокращается и соответственно возрастает доля обломочного материала в составе осадков.
С наступлением олигоценовой эпохи северная и центральная части платформы окончательно втягиваются в поднятие, и погружения продолжаются лишь на юге, в Днепровско-Донецкой и Прикаспийской впадинах, в Среднем Поволжье и Причерноморье. Причем морские условия чередуются с континентальными, известняки и мергели с обломочными осадками. Так продолжается в течение всего неогена, и завершается развитие ВЕП.
Граница между Канадским сегментом и сегментом Кордильер, относящимся к США, проходит несколько южнее государственной границы и в мегазоне Скалистых гор она выражена поперечными разломами линеамента Льюиса и Кларка. Южная граница Кордильер США с Мексиканским их сегментом проходит по зоне мегасдвига северо-западного направления, известного как сдвиг Мохаве-Сонора.
В пределах США ширина горного пояса Кордильер возрастает почти вдвое по сравнению с Канадскими Кордильерами. Происходит это за счет вовлечения в орогенез Кордильер в конце мела значительной полосы бывшей пассивной окраины континента, в настоящее время образующей поднятые местами до четырех с лишним километров Южные Скалистые горы. Соответственно, полоса передовых прогибов оказалась смещенной здесь на край Великих Равнин; это, с севера на юг, прогибы Поудер-Ривер, Денвер, Рейтон и Эстан-сиа. Они заполнены, поверх чехла, общего с прилегающей платформой, молассами верхов верхнего мела и нижнего палеогена; мощность их невелика и составляет 2-3 км. Прогибы имеют типичную для подобных структур резко асимметричную форму; с запада на них надвинуты передовые поднятия Скалистых гор, а внутреннее строение оказывается довольно простым.
Структура самих Южных Скалистых гор достаточно необычна для «нормальных» орогенов. Она представлена крупными сводовыми поднятиями; в ядре многих из них на поверхность выходят породы ранне-докембрийского фундамента, а на крыльях - палеозой-ско-раннемезозойского чехла. Поднятия разделены округло-овальными впадинами, в которых разрез чехла наращивается мощными обломочными отложениями верхнего мела - нижнего палеогена, внизу - мелководно-морскими, вверху - аллювиально-озерньши. Амплитуда рельефа поверхности фундамента достигает 10 км. Поднятия имеют довольно разнообразную ориентировку и только цепочка передовых поднятий простирается в общекордильерском направлении. Особое место среди поднятий занимает поднятие Уинта, вытянутое поперек этого простирания, что объясняется его образованием на месте инверсировавшего средне-протерозойского рифта.
Поднятия отделены от впадин-бассейнов надвигами, выполаживающимися с глубиной. Некоторые из поднятий как бы выжаты вверх по таким надвигам, с обеих сторон падающим под эти поднятия. В целом структура Южных Скалистых гор резко отличается от структуры Северных Скалистых гор тем, что в нее активно вовлечен древний кристаллический фундамент. Высказывается весьма правдоподобное предположение, что верхняя кора здесь отделена от нижней коры и литосферной мантии поверхностью срыва. Иначе говоря, отслаивание деформированного комплекса здесь произошло по более глубокому уровню, чем севернее.
Складки и надвиги, характерные для Северных Скалистых гор между тем прослеживаются в тылу, т.е. к западу от мегазоны Южных Скалистых гор через Монтану, Вайоминг и северную часть Юты, а далее к югу в них также оказывается вовлеченным фундамент. Но эти складки и надвиги почти полностью перекрыты более молодыми, позднекайнозойскими структурами растяжения Большого Бассейна.
На юге области Южных Скалистых гор располагается почти не затронутый внутренними деформациями, но поднятый на высоту более 2 км крупный, около 400 км в поперечнике, блок плато Колорадо, прорезанный на западе знаменитым Большим Каньоном одноименной реки. На востоке плато Колорадо ограничено олигоцен-четвертичным рифтом Рио-Гранде меридионального простирания.
Область Южных Скалистых гор, включая плато Колорадо, была затронута в ларамийскую эпоху не только тектоническими деформациями, но и проявлениями эффузивного и субвулканического магматизма.
Эти проявления сосредоточены в двух зонах, косопо-перечных по тношению к общему простиранию Кордильер. Одна из них пересекает Южные Скалистые горы в Монтане; на востоке она выходит за пределы Кордильер и здесь к ней принадлежат гипабиссальные тела щелочных магматитов поднятия фундамента, выраженного горами Блэк Хиллс к востоку от прогиба Паудер-Ривер. На западе на продолжении этой зоны находится более молодая вулканическая зона Снейк-Ривер, а в ее пределах -Йеллоустонский национальный парк с его знаменитыми гейзерами. Вторая зона лара-мийского магматизма приурочена в основном к штату Колорадо и северо-восточному углу штата Нью-Мексико. И эта зона на востоке выходит на платформу, где к юго-востоку от прогиба Рейтон находится интрузивная группа Спэниш-Пайкс. Кроме этих двух зон, на плато Колорадо расположены четыре группы магматических диапиров, из которых лакколиты гор Генри послужили типоморфными для выделения Г.Гилбертом этого типа интрузивных тел. А по периферии плато развиты молодые (плиоценовые) лавовые поля. Молодым магматизмом характеризуется и рифт Рио-Гран-де; здесь недавно сейсмикой выявлены и незастывшие магматические очаги.
Как уже указывалось выше, мегазона Южных Скалистых гор на юге Юты и в Аризоне граничит почти непосредственно с весьма своеобразной областью Большого Бассейна, сформированной в процессе позднекай-нозойского растяжения и наложенной своим восточным краем и центральной частью на южное продолжение мегазоны собственно Скалистых гор, т.е. на древнюю пассивную окраину Северо-Американского континента, а западным краем уже на продолжение Внутренней, Притихоокеанской мегазоны Кордильер. К последней принадлежит хребет Сьерра-Невада, образующий западное ограничение Большого Бассейна, в то время как его восточное ограничение составляет плато Колорадо. Внутренняя структура Большого Бассейна представляет в настоящее время чередование односторонних горстов и грабенов, из которых первые выражены горными грядами, а вторые - промежуточными впадинами, заполненными молодыми континентальными обломочными отложениями и покровами базальтов. Этот своеобразный рельеф и выраженная им структура заслужили данной области еще название области Бассейнов и Хребтов (Basin and Range province). На юге деформации этого стиля распространяются за пределы Большого Бассейна, достигая пустыни Сонора в Мексике. Хребты-горсты представляют собой вырезанные ломти более древней, докайнозойской складчато-надвигово-покровной структуры и на геологической карте они выглядят разноцветными лоскутами, разделенными монотонно светлоокрашенными полосами молодых осадков. В западной части области, в Неваде, в этих полосах реставрируются надвиги и покровы относительно глубоководных среднепалеозойских отложений континентального склона и подножья на свои шельфовые аналоги-надвиги, созданные антлерским орогенезом на рубеже девона и карбона. А в их тылу, т.е. западнее, надвиги той же восточной вергентности имеют уже несколько более молодой, сономский, т.е. пермо-триа-совый возраст.
В области Мидконтинента накопление нижнего комплекса чехла завершилось отложением средне- и верхнекарбоновой (пенсильванской) паралической угленосной формации, в период которого впадины Мичиган, Иллинойс и Предаппалачский прогиб объединились в единый Восточнный Внтуренний каменноугольный бассейн. А на западе платформы произошла крупная структурная перестройка, выразившаяся в образовании протяженной системы сопряженных поднятий и прогибов западо-северо-западного простирания, известной под названием системы «Древних Скалистых гор», протянувшейся от штатов Юта и Колорадо на западе до Оклахомы и Техаса на востоке (рис.2-9). В прогибах этой системы, прилегающих к поднятиям с северо-востока - Анадарко и Ардмор, в Пенсильвании и ранней перми накопилось до 15 и более километров терригенных осадков за счет сноса с прилегавших с юга поднятий. Прогибы имеют асимметричную форму с более пологими склонами, обращенными внутрь платформы и более крутыми-к этим поднятиям, которые на них надвинуты. С таким надвиганием связано и образование северо-вергентных складок в прогибах. Аналогичный стиль деформаций характеризует и соотношение прогибов и поднятий фундамента в Восточных Скалистых горах в более западной части данной системы дислокаций. Пенсильванское выполнение одного из этих бассейнов - Парадокс, отличается присутствием довольно мощной толщи эвапоритов.
Южнее основной зоны «Древних Скалистых гор», в самом юго-западном углу платформы синхронно и, очевидно, сопряженно с этой системой развивался вытянутый в северо-северо-западном направлении и смыкавшийся на юге с подвижным поясом Уошито-Мара-тон Западно-Техасский бассейн. Этот бассейн состоял из двух глубоких прогибов -Делавер на западе и Мид-ленд на востоке, разделенных «Центральной платформой» (рис.2-10), а на востоке его ограничением являлась антеклиза Бенд с обнаженным докембрийским ядром Льяно. В Пенсильвании и начале перми в прогибах Западно-Техасского бассейна в условиях некомпенсированного погружения отлагались черные битуминозные сланцы, алевролиты и тонкослоистые известняки. Между тем на Центральном поднятии несогласно надокембрийском фундаменте и смятом более древнем палеозойском чехле залегают пермские шельфовые известняки, а края этой «платформы» обрамляются мощными барьерными рифами верхов нижней - низов верхней перми. В поздней перми оба прогиба были заполнены мощной красноцветной и соленосной толщей, азатемвесь бассейн был перекрыт маломощными крас-ноцветами конца перми.
Севернее системы «Древних Скалистых гор» на западе платформы остаточные погружения в позднем палеозое и начале триаса испытали лишь Виллистонс-кий и Западно-Канадский бассейны, в последнем случае его реликтовая впадина Пис-Ривер.
Верхний комплекс чехла распространен исключительно вдоль западной окраины древней платформы, в полосе, прилегающей к Кордильерам и включающей Восточные Скалистые горы и Великие Равнины. Область осадконакопления в течение триаса и юры постепенно расширялась к востоку, а континентальные и лагунные обломочные красноцветы замещались морскими терригенными отложениями, причем на севере морской режим установился раньше, чем на юге. Погружения охватили и сохранившиеся от палеозоя впадины Виллистон и Пис-Ривер и будущие передовые прогибы Скалистых гор - Альберта, Паудер-Ривер, Денвер. Особенно резкое расширение зоны осадкона-копления произошло в раннем мелу, а к концу этой эпохи на западе платформы возник широкий морской пролив, соединивший Арктический бассейн с бассейном Мексиканского залива. В позднем мелу в этом проливе в трансгрессивные эпизоды накапливались карбонатно-глинистые осадки, а в регрессивные - пе-счано-глинистые. В конце позднего мела в связи с наступлением ларамийской эпохи орогенеза на месте морского пролива возникла аллювиально-озерная равнина с отложением песчано-глинистых угленосных осадков с прослоями пеплов и туфов, которое продолжалось с постепенным затуханием в области Великих Равнин в течение почти всего кайнозоя, за счет сноса с Кордильер.