К востоку и северо-востоку от Казахско-Киргизского микроконтинента и восточного окончания Тянь-Шаня и к юго-западу отОбь-Зайсанской позднегерцин-ской складчатой зоны лежит область весьма сложного строения, северная часть которой завершила свое активное развитие к девону, а южная, Джунгарская - в позднем палеозое. Границей между ними служит девонский краевой вулкано-плутонический пояс, имеющий форму открытой к югу подковы, западная половина которой примыкает к Казахско-Киргизскому микроконтиненту, а восточная разграничивает каледониды и герциниды. Внутренняя структура области отличается сочетанием структурных единиц различного простирания - северо-восточного, северо-западного, субмеридионального, субширотного; поэтому она часто описывается как «мозаичная». Но такой характер этой структуры явно вторичен и обязан расчленению сдвигами первичных структур, в основном вулканических дуг. Наболее существенную роль играет Центрально-Казахстанский меридиональный разлом - сдвиг, простирающийся из района Павлодара к оз. Балхаш. Все же можно отметить преобладание в современной структуре северо-западного сектора простираний от северо-восточных до широтных. Южнее и к востоку от Центрально-Казахстанского разлома уже господствуют северо-западные простирания, параллельные Иртыш-Зайсанской зоне, но на юге, в Джунгарии, они прерываются северо-восточными, затем сменяющимися запа-до-северо-западными .
Северный, каледонский сегмент области представляет коллаж офиолитовых поясов венд-ордовикского возраста, отвечающих окраинноморским бассейнам, поясов островодужных вулканитов кембрийско-ордо-викского возраста и континентальных блоков, отколотых от Казахско-Киргизского микроконтинента в процессе позднерифейско-вендского рифтинга. Наиболее протяженными элементами этого коллажа являютсясь Джалаир-Найманская офиолитовая зона северо-северо-западного простирания - продукт рифтогенеза и спрединга красноморского типа, отколовшего от Казахстании Актау-Моинтинекую глыбу, и протянувшаяся вдоль северо-восточной границы области с северо-запада на юго-восток Бощекуль-Чингизская вулканическая дуга, продолжавшая свое развитие в силуре. Широтное ответвление этой раннепалеозойской окраины западнотихоокеанского типа внедрилось с востока в Казахско-Киргизский микроконтинент в виде Джаркаинагач-Калмыккульского бассейна, отколов от последнего Кокчетавскую глыбу. Основной эпохой формирования коллажа был поздний ордовик-такон-ская эпоха глобального тектогенеза. Энергичные склад-чато-надвиговые деформации сопровождались обдук-цией офиолитовых покровов на восточный край микроконтинента, а также становлением многочисленных и крупных плутонов гранитоидов не только в пределах бывшей океанской области, но и микроконтинента, от Кокчетава до Северного Тянь-Шаня включительно, очевидно вследствие субдукции океанской литосферы под микроконтинент.
В силуре вдоль восточного и южного краев испытавшего поднятие микроконтинента началось накопление красноцветной грубой молассы, а также наземные вулканические извержения, предвосхитившие образование в девоне упоминавшегося уже выше мощного вулкано-плутонического пояса. В тылу накапливаются молассы, наибольшей (4-5 км) мощности - в новообразованных Тенизской и Джезказганской впадинах. А перед фронтальной частью вулкано-плутонического пояса накапливается туфогенно-терригенный флиш обособившегося в это время Джунгаро-Балхашского бассейна, достигающий в преддуговом прогибе огромной - 15 км - мощности. В середине среднего девона проявляются деформации сжатия, усложняющие структуру каледонид и отвечающие тельбесской фазе тектогенеза, установленной в Алтае-Саянской области . Вслед за этим в обстановке рифтинга в тылу вулканического пояса формируются задуговые впадины, в которых временами в условиях некомпенсированного погружения отлагались черные сланцы. Развитие этих впадин продолжалось и в раннем карбоне. Между тем на микроконтиненте в фаме-не-визе отлагался мелководно-морской карбонатный чехол.
В середине раннего карбона новый вулкано-плутонический пояс возникает на юго-востоке области, смещенный в этом направлении по отношению к девонскому. Он охватывает подковой сузившийся Джун-гаро-Балхашский бассейн, обмелевший и заполняемый в течение позднего палеозоя туфогенно-терригенными осадками мощностью до 3 км. В середине визейского века выполнение бассейна начинает испытывать сжатие, новые импульсы которого повторяются в позднем палеозое.
Оживление в позднем палеозое поднятий на микроконтиненте сопровождается накоплением в Тениз-ской и Джезказганской впадинах обломочных толщ мощностью до 4,5 км. Восточнее в среднем карбоне обособляется широтный Карагандинский бассейн с накоплением лимнической угленосной толщи, сменяемой вверх по разрезу континентальными отложениями.
Джунгаро-Балхашская герцинская складчатая система на востоке приобретает субширотное простирание и через меридиональный разлом сочленяется с За-падно-Джунгарской системой, простирающейся в аномальном для области северо-восточном направлении и почти под прямым углом срезающей южное окончание Бощекуль-Чингизской каледонской вулканической дуги. А.А.Моссаковский с коллегами недавно высказали предположение, что Западно-Джунгарская система приурочена к палеотрансформному разлому (Тран-сджунгарскому), функционировавшему с раннего девона до начала среднего карбона включительно.
Posts Tagged ‘Развитие’
Эта мегазона наиболее четко выражена в Киргизии к востоку от Таласо-Ферганского разлома, а восточнее, в Синыдзяне, она выклинивается, а ограничивающие ее сутуры сливаются. Граница между Срединным и Северным Тянь-Шанем была давно намечена В.А.Николаевым и стала называться «линией Николаева»; ныне ее называют Киргизско-Терскейской (она проходит между этими хребтами), так же как и бассейн с океанской корой, в результате закрытия которого в позднем ордовике она образовалась. Другая сутура - Атбаши-Илынчекская, отделяет Срединный Тянь-Шань, а на китайской территории - Северный Тянь-Шань от Южного. Грубо говоря, Срединный Тянь-Шань занимает и в историческом плане промежуточное положение между в основном каледонским Северным Тянь-Шанем и «чисто» герцинским Южным Тянь-Шанем, испытав воздействие как каледонского, так и герцинского тектогенеза и магматизма.
Срединный Тянь-Шань обладает раннедокембрий-ским фундаментом, обнаженным к югу от оз. Иссык-Куль и покрытым позднедокембрийским-раннепалео-зойским шельфовым карбонатно-терригенным чехлом, составляющим автохтон или паравтохтон. Бассейн с океанской корой, отделивший его отКазахстании, возник в конце венда - начале кембрия и активно раскрывался до тремадока включительно, причем достаточно рано в нем появилась энсиматическая вулканическая дуга, расположенная вблизи северной (тогда западной) активной окраины бассейна. В арениге бассейн вступил в стадию замыкания, которая в основном завершилась в карадоке. Она была вызвана субдукцией коры бассейна под Северный Тянь-Шань и сопровождалась образованием на северотяньшаньской окраине вулканического пояса и накоплением на ее склоне тур-бидитов и олистостром.
Коллизия Северо- и Срединно-Тяньшаньского континентальных блоков в позднем ордовике имела также своим следствием обдукцию офиолитов на окраину первого из них, складчатость и надвиги южной верген-тности, перемещения по сдвигам и, наконец, внедрение крупных плутонов гранитоидов, продолжавшееся и в силуре. Одновременно, включая ранний девон, продолжался и вулканизм.
С этого времени Срединный Тянь-Шань вошел в состав Казахско-Киргизского микроконтинента и в среднем и первой половине позднего девона стал ареной накопления мощной и грубой красноцветной мо-лассы типа британского Олд Реда, очевидно, за счет сноса с центральных районов микроконтинента. Затем, в фамене - раннем карбоне наступила эпоха ослабления тектонической активности и трансгрессии с превращением мегазоны в карбонатную платформу -пассивную окраину располагавшегося южнее Туркестанского бассейна с океанской корой. Но в конце раннего - начале среднего карбона пассивная окраина превратилась в активную благодаря субдукции коры Туркестанского «океана» и была надстроена мощным вул-кано-плутоническим поясом, протянувшимся сюда с Урала. Развитие этого пояса продолжалось в течение всего позднего палеозоя; он наиболее полно представлен в Кураминском хребте, отделяющем Ташкентский оазис от Ферганской долины.
Строение Срединного Тянь-Шаня к западу от Та-ласо-Ферганского разлома несколько отличается от охарактеризованного выше для его восточного сегмента. Офиолитовая сутура здесь обнажена только на небольшом участке в Чаткальском хребте, докембрийс-кий фундамент выступает лишь в Кассанском поднятии в северном борту Ферганской впадины, нижний палеозой имеет малую мощность. Зато более полно развит терригенный силур.
Слагающие Срединный Тянь-Шань толщи в итоге двух эпох деформаций - каледонской и герцинской, приобрели довольно сложную структуру, характеризующуюся, в частности, надвигами как северной, так и южной вергентности. Наблюдаются и сдвиговые смещения.
Это самая восточная зона Уральского орогена, слабо обнаженная на поверхности и сложенная лишь образованиями девона и карбона. Девон представлен мелководно-морскими и континентальными обломочными осадками и кислыми вулканитами, а в карбоне здесь возник Валерьяновский вулкано-плутонический пояс, прослоенный мелководно-морскими осадками и несогласно перекрытый крас-ноцветной континентальной молассой среднего карбо-на-перми.
Зауральская зона рассматривается как энсиаличес-кая, но между ней и Восточно-Уральской зоной выделяется энсиматическая Денисовская зона, офиолиты которой шарьированы на Восточно-Уральское поднятие. Мощность коры под обеими этими зонами снова заметно уменьшается - до 42-38 км.
Зауральская зона отделена офиолитовой сутурой, представленной серпентинитовым меланжем, от края Казахстано-Киргизского микроконтинента, также отмеченным вулкано-плутоническим поясом, но девонского возраста, и наложенным на венд-ордовикские образования, типичные для казахстанских каледонид (см. раздел 5.6.2).
Развитие палеозойского Уральского орогена (рис. 5-18) началось с позднекембрийского-раинеордовик-ского континентального рифтинга, который вскоре сменился спредингом, приведшим к образованию Па-леоуральского океана, фактически окраинного моря Палеоазиатского океана, отделенного от ранее возникшей центральной части этого океана Казахстано-Кир-гизским микроконтинентом. Уже во второй половине ордовика в этом океане начали формироваться вулканические дуги - сначала Тагильская, затем Магнитогорская, над зонами субдукции, наклоненными, вероятно, к востоку. Принимая трактовку Восточно-Уральской зоны как микроконтинента (Мугоджарского), следует допустить, что примерно в это же время он отделился от более крупного Казахстано-Киргизского микроконтинента бассейном с океанской корой, т.е. Палеоуральский океан состоял из двух бассейнов -Тагильско-Магнитогорского на западе и Денисовского на востоке.
В среднем девоне прекращается расширение Палео-уральского океана и, судя по образованию краевого вулкано-плутонического пояса, начинается субдукция коры его восточной части под Казахстано-Киргизский микроконтинент. А в середине позднего девона началось закрытие океана со сближением Магнитогорской дуги с краем Восточно-Европейского континента и заполнением промежуточного прогиба фаменско-турней-ским флишем. Одновременно в связи с субдукцией коры западного бассейна под Мугоджарский микроконтинент Восточно-Уральская зона первращается в «главную гранитную ось Урала». В конце раннего - начале среднего карбона происходит переход от субдукции, которая еще продолжается на востоке, порождая Ва-лерьяновский вулкано-плутонический пояс в Зауральской зоне, очевидно сомкнувшейся перед этим с Казах-стано-Киргизским микроконтинентом, к коллизии с последним.
Коллизия приводит к консолидации Уральского орогена и образованию перед ним передового прогиба. Этот процесс, как показал В.Н.Пучков, развивался с юга на север, начавшись в среднем карбоне на Южном Урале и достигнув крайнего севера в середине Перми. Связано это было с тем, что коллизия была «косой», вследствие разворота Казахстании против часовой стрелки. Следствием такого характера коллизии явилось и образование сдвигов. Постколлизионное растяжение, столь характерное для палеозойских оро-генов Европы, относительно слабо проявилось на Урале, судя по сохранению его «корней». Однако в последнее время его следы обнаруживаются и здесь, а в позднем триасе - ранней юре оно наглядно выразилось в образовании целой серии рифтогенных грабенов, в основном на восточном склоне Урала и в Тургае, с проявлением толеит-базальтового (траппового) вулканизма, сменившегося угленакоплением. Завершилось развитие этих структур их некоторым сжатием, синхронным формированию к северу от Урала Пайхой-Но-воземельского орогена.
В период со средней юры до среднего олигоцена включительно на площади Ураала преобладали процессы денудации, рельеф оставался низким и некоторые трансгрессии «перехлестывали» через Урал, соединяя бассейны Европейской России и Западной Сибири. В позднем олигоцене началось частичное возрождение Уральского орогена в связи с внутриплит-ными напряжениями сжатия.
Уральская система простирается в общем меридиональном направлении от Байдарацкой губы Карского моря на севере и до Приаралья на юге на расстояние 2500 км вдоль границы между Европой и Азией. На западе она через зону передовых прогибов граничит с Восточно-Европейской, севернее - с Тимано-Печор-ской платформой, а на востоке слагающие ее образования погружаются под мезозойско-кайнозойский чехол Западно-Сибирской платформы и, на юге, - Тур-гайского прогиба. Наиболее полное сечение Уральской системы, шириной до 500 км, наблюдается на поверхности на Южном Урале; севернее две восточные зоны оказываются перекрытыми молодым чехлом Западной Сибири.
Уральская система обладает в общем весьма выдержанной по простиранию тектонической зональностью ; традиционно выделяется шесть зон. Из них три западных возникли на древнем континентальном основании, общем с Восточно-Европейской платформой и выступающем на поверхности на небольшой площади в Башкирском антиклинории (третья зона - см. ниже). Мощность коры составляет 34-42 км. В палеозое, с позднего кембрия и почти до конца девона западные зоны представляли пассивную окраину Восточно-Европейского континента, а во второй половине палеозоя она подверглась деформациям и вошла в состав Уральского орогена (традиционно ее именовали его миогеосинклинальной зоной).
Наиболее западная зона Уральской системы - зона передовых прогибов, заполненная верхнепалеозойскими флишем и молассой мощностью 6 км, подстилаемыми 4-7 км шельфовых отложений ордовика-карбона. На юге прогиб отделен от платформы барьерным рифом раннепермского, ассельско-артинского возраста, а севернее лишь флексурным перегибом подошвы молассового комплекса. На востоке прогиб ограничен зоной надвигов. Внутреннее крыло прогиба также имеет складчато-надвиговую западно-вергентную структуру, сорванную по поверхности фундамента. Складчатость внешней зоны носит уже близкий к платформенному характер, но присутствие кунгурских солей на юге привело к ее осложнению соляными грядами и куполами. А на севере структура прогиба осложнена вклиниванием («вдвигом») девонско-нижнепермских карбонатов в пермскую молассу.
Развитие зоны передовых прогибов началось в ранней перми с образования глубоководного прогиба, с не компенсированного осадками в осевой зоне погружения . В конце ранней перми, в кунгуре, прогиб заполнился эвапоритами, а севернее стыка с
Тиманом -угленосной молассой. Отложения верхней перми мелководно-морские и континентальные, на крайнем севере и крайнем юге присутствуют и триасовые образования. Зона передовых прогибов вторично расчленена на серию впадин, разделенных поперечными или косопопе-речными поднятиями.
Германотипное развитие триаса свойственно и внешним зонам Альп и Карпат, Мёзийской плите с Пред-балканьем, Степному Крыму и Предкавказью, в последнем регионе - за исключением возникшей в позднем триасе рифтовой зоны на Кубани с продолжением в Азовское море. Местами в триасе наблюдались базальтовые излияния внутриплитного характера, в частности в Аквитанском бассейне.
В юго-восточной Европе на рубеже триаса и юры заметно проявились деформации сжатия, связанные с раннекиммерийской эпохой тектогенеза. Наиболее интенсивно - на Мёзийской плите (см. гл. 11), в Северной Добрудже, в Крыму, на Большом Кавказе, в Азовском море и Западном Предкавказье, где с ними была связана инверсия раннеобразованных рифтовых прогибов, в Донецко-Каспийской зоне и ее мангышлакс-ком продолжении, где эти деформации были заключительными и после них «Кряж Карпинского» превратился в погребенную структуру.
В юре (рис.4-32) на Западно-Европейской платформе практически повсеместно преобладали условия открытого моря с накоплением карбонатно-терригенных осадков, но в конце периода началась регрессия и на юге Предкавказья - накопление эвапоритов.
В раннем мелу (рис.4-33) в обстановке регрессии на большей части площади платформы отлагались континентальные осадки (так называемый вельд); с приближением кТетису они замещались морскими карбонатами, в барреме-апте в юго-восточной Франции -рудистовыми известняками ургонской фации, вообще характерными для Средиземноморья (и Карибского бассейна, см.выше!). В конце раннего мела регрессия сменилась трансгрессией, и в позднем мелу широчайшее распространение получила формация писчего мела и мергелей.
Наряду со впадинами в пределах Западно-Европейской платформы существовали и поднятия, большая часть которых продолжала свое развитие в этом качестве и в кайнозое и даже заметно усилила свое возды-мание после эоцена, на неотектоническом этапе. Таковы Шотландские нагорья, Скандинавские горы, Арденны, Рейнские Сланцевые горы, Гарц, Армориканский, Центральный Французский, Богемский массивы, Во-гезы-Шварцвальд. В эпохи регрессии возникла почти непрерывная цепь поднятий, пересекавшая Европу от Арморики до Богемского массива включительно, а в эпохи трансгрессий она распадалась на самостоятельные острова.
В конце мела отдельные прогибы в пределах впадин платформы, выделявшиеся интенсивностью погружения, испытали инверсию под влиянием напряжений сжатия со стороны альпийского пояса и превратились в сложные валы . Таковы Куяво-Поморская зона поднятий в Польше, возникшая на месте Датско-Польского пермо-мезозойского прогиба, вал Уилд-Булонне в северо-восточной части Англо-Парижского бассейна, Кельтиберийские цепи на Иберийском п-ове.
А в конце эоцена - олигоцене Западную Европу от Северного моря до Средиземного пересекла рифтовая система, включающая Нижнерейнский, Гессенский, Верхнерейнский, Бресский, Ронский грабены, заполнявшиеся в олигоцене-миоцене морскими, лагунными и континентальными, а в плиоцене - почти исключительно континентальными отложениями. Развитие этой рифтовой системы сопровождалось щелочно-базальтовым вулканизмом как непосредственно в ее пределах (Верхнерейнский грабен), так и на ее периферии - Центральный Французский, Богемский массивы.
Западно-Европейская система возникла на южном продолжении более древних рифтов Северного моря, включая на востоке раннепермский рифт Осло с его продолжением в проливе Скаггерак и южнее (грабен Хори). С другой стороны, эта система нашла свое южное продолжение в Алжиро-Прованском рифтовом бассейне Средиземного моря и еще южнее, в Северной Африке.
Восточно-Европейская древняя платформа во вторую половину триаса и в начале юры оставалась в основном областью размыва или локального континентального осадконакопления (Днепровско-Донецкая и Прикаспийская впадины, Предуральский прогиб). В конце ранней и в средней юре со стороны Крымско-Кавказского окраинного моря Тетиса начинает развиваться трансгрессия, которая в поздней юре распространяется и на центральные районы платформы, приведя к соединению южных морей с северными, занимавшими Баренцево-Печорский бассейн. Преобладали песчано-глинистые отложения, сменяясь на юге терригенно-карбонатными. После кратковременной
регрессии в начале мела, погружения возобновились; в Баренцевоморской впадине произошла вспышка базальтового магматизма. В позднем мелу в Баренцево-Печорском регионе темп погружений замедлился, а на Русской плите они затронули лишь ее южную половину, где достигли амплитуды во многие сотни метров и привели к широкому накоплению формации мела и мергелей, распространившемуся и на молодую Скифскую платформу. В раннем палеогене область осадконакопления сократилась по сравнению с поздним мелом и кроме унаследованных Днепровско-Донецкой, Прикаспийской и Причерноморской впадин включала Симбирско-Саратовский прогиб на правобережье Волги. В составе осадков возросла роль песчано-гли-нистых отложений по сравнению с карбонатными.
Переход к олигоцену ознаменовался вовлечением в нарастающее поднятие уже большей части древней платформы. В олигоцене- раннем миоцене в Причерноморье и Предкавказье получило широкое распространение майкопская формация темных битуминозных глин, замещаемая севернее прибрежными, дельтовыми и аллювиальными песчаными отложениями. В течение миоцена и плиоцена область осадконакопления сократилась еще больше. Начиная с олигоцена она принадлежала уже Паратетису, а с позднего миоцена-его восточной части, периодически утрачивавшей связь со Средиземноморьем. Общая регрессивная тенденция нарушилась лишь акчагыльской трансгрессией в позднем плиоцене, когда морские воды через центральную Анатолию проникли в Каспий и распространились на бассейн Волги и ее притоков.
Современный рельеф Европы, как было недавно показано С.Клутингом, А.Никишиным и П.Циглером, сложился под влиянием напряжений сжатия, исходящих из Срединноатлантического хребта и Альпийского коллизионного пояса. Северная часть континента к тому же испытывает напряжения, связанные со спре-дингом в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана.
Становление континентальной коры в пределах современной Европы, как и других континентов, началось в раннем архее. Однако материальные свидетельства начала этого процесса здесь почти не сохранились, за двумя исключениями. Одно из них- Новопавловский комплекс на востоке Украинского щита с возрастом ~3,6 млрд лет, другое - Водлозерский блок на востоке Карелии с возрастом ~3,5 млрд лет. В первом случае это ультрамафиты и тоналиты, во втором -тоналиты, т.е. породы «серогнейсовой», точнее, ТТГ-ассоциации. Образование пород данного типа -протоконтинентальной коры, продолжалось как на Украинском щите и Воронежском массиве, так и на Балтийском щите, в его Карельском и Кольском ме-габлоках, почти до 3,0 млрд лет т.н., т.е. в течение не только раннего, но и среднего архея.
Однако в среднем архее оно уже сочетается с развитием зеленокаменных поясов, приводя к образованию гранит-зеленокаменных областей, из которых Среднеприднепровская с ее северным, Сумским продолжением в Воронежском массиве после интрудирова-ния «нормальными» гранитами в позднем архее (2,85-2,75 млрд лет т.н.) сохранила свое стабильное положение доныне. Процесс формирования гранит-зеленокаменных областей не ограничивался Сумско-Среднеднепровским мегаблоком, а протекал также к востоку от него, в Оскольско (Курско)-Азовском мегаблоке, где известна даже более ранняя, чем в первом, генерация зеленокаменных поясов (возраст >3,3 млрд лет), и, возможно, к западу, в западной части щита, где установлено присутствие пород древнее 3,0 млрд лет.
Гранит-зеленокаменные области Балтийского щита - Карельская и Кольская, имеют в основном уже позднеархейский возраст, равно как и образования докембрийского фундамента Волго-Уральской области, где также известны реликты зеленокаменных поясов среди глубокометаморфизованных пород. Поздне-архейские ЗКП и поздняя генерация среднеархейских ЗКП имеют, очевидно, энсиалическое рифтогенное
происхождение. В отношении среднеархейских ЗКП вопрос остается открытым. Так или иначе, процесс архейского континентального корообразования получил в центральной и восточной частях Восточно-Европейской платформы достаточно широкое распространение. Но различия во внутренней структуре, в частности, в ориентировке ЗКП, в их возрасте, степени метаморфизма, показывают, что отдельные упомянутые выше мегаблоки первоначально развивались независимо друг от друга и только в конце архея образовали единый коллаж, вероятно вошедший в состав первой Пангеи. Столкновение мегаблоков, составивших этот коллаж, сопровождалось поддвигом (субдукция типа А) одних под другие с образованием сутур, впоследствии использованных при заложении раннепро-терзойских подвижных зон. Поддвиг Карельского ме-габлока под Кольский привел к образованию Беломорского гранулит-гнейсового пояса.
Эпиархейский континент вскоре после своего образования начал подвергаться дроблению с заложением рифтогенных трогав. Последнее получило наибольшее развитие в Сарматском секторе Восточно-Европейской платформы, где вдоль сутур, ограничивающих с двух сторон Сумско-Среднеднепровский мегаблок, заложились троги, заполненные железоруд-но-терригенной формацией курско-криворожского типа с некоторым участием вулканитов. Меньшего размера линейные впадины возникли в пределах мегаблоков, смежных с Сумско-Среднеднепровским с запада и востока. Развитие этих структур завершилось на уровне 2,3-2,1 млрд лет т.н. интенсивной деформацией их выполнения, метаморфизмом зеленосланце-вой-амфиболитовой фаций и внедрением интрузий гранитоидов. Деформации выразились не только в сжатии, но и в сдвиговых смещениях, т.е. это была транспрессия.
Деструкция Русско-Украинского эократона в начале протерозоя проявилась и на севере, в пределах Балтийского щита. Она выразилась в образовании на юге Кольского мегаблока Печенга-Варзугской рифто-вой системы, развитие которой, по мнению некоторых исследователей, могло дойти до стадии красноморско-го межконтинентального рифта, снова разделившего Кольский и Карельский мегаблоки. Одновременно на площади последнего возникла заложенная вдоль серии сдвигов северо-северо-западного простирания (в современных координатах) полирифтовая система, состоявшая из сравнительно небольших сдвигово-развиговых бассейнов. Как в Печенга-Варзугской, так и в Карельской рифтовых системах весьма активно проявился основной-ультраосновной эффузивный и интрузивный магматизм, в первой из них приведший к образованию залежей медно-никелевых сульфидных руд большого промышленного значения.
Во второй половине палеопротерозоя произошли события более крупного масштаба. К западу от эпиар-хейского Русско-Украинского континента раскрылся настоящий океанский бассейн, давший начало в конце зона Свекофеннидам Балтийского щита и их недавно выявленному южному продолжению в странах Балтии и Белоруссии. В этом бассейне в интервале 1,9-1,83 млрд лет т.н. получили развитие многочисленные энсиматические вулканические дуги с разделявшими их окраинными морями, т.е. сложилась обстановка, аналогичная современной западно-тихоокеанской.
Другой бассейн довольно крупного размера, хотя и значительно уступающего свекофеннскому, зародился 2,1-2,0 млрд лет т.н. к востоку от основного Сарматского эократона, между ним и Волго-Уральским эократоном. Его образования развиты в восточной части Воронежского массива и северо-восточной -Ростовского выступа Украинского щита. Бассейн этот, очевидно, подстилался если не настоящей океанской, то субокеанской корой, судя по присутствию турбиди-тов в осадочном разрезе и многочисленных интрузивных тел мафитов-ультрамафитов, которые, как и на Балтийском щите, несут сульфидное медно-никелевое оруденение. К тому же этот Восточно-Воронежский бассейн отделен от западного эократона примерно од-новозрастной Липецко-Лосевской магматической дугой - вероятным свидетелем субдукции коры Восточно-Воронежского бассейна под смежный эократон. Подобная же магматическая дуга - Осницко-Микаше-вическая, образовалась в это же время вдоль западного края Украинского щита, на границе с южным продолжением Свекофеннского подвижного пояса.
Конец раннего протерозоя ознаменовался прежде всего кратонизацией Свекофеннского подвижного пояса, явившейся итогом столкновения вулканических дуг и «захлопывания» промежуточных морей, складчатых деформаций и образования многочисленных, в том числе крупных (Центрально-Финляндский батолит) плутонов гранитоидов. На юге, в Прибалтике и Белоруссии метаморфизм достиг гранулитовой ступени, вероятно, в глубоко эродированном основании вулканических дуг. На востоке и северо-востоке Свекофен-нский комплекс, включая офиолиты, был обдуцирован вдоль Ботническо-Ладожского надвигового фронта на край Карельского эократона, субстрат которого образовал серию окаймленных гранито-гнейсовых куполов в северном Приладожье. Отголоском этих же событий явилась коллизия Кольского и Карельского эпиархей-ских континентальных блоков с образованием Лапландского гранулито-гнейсового пояса и его надвиганием как на Кольский, так и, в большей степени, на Карельский эократон.
По другую, западную сторону новобразованной Свекофеннской складчатой области в интервале 1,84-
1,75 млрд лет т.н. возник мощный Трансскандинавский вулкано-плутонический пояс, очевидно андского типа. В тылу этого пояса в конце раннего и в первой половине среднего протерозоя образовалась серия крупных плутонов гранитов рапакиви-габбро-анор-тозитов коро-мантийного происхождения, распространенных от южной Финляндии и Приладожья до Украины.
Тектоно-магматические процессы палеопротерозоя затронули не только подвижные пояса, разделявшие эпиархейские эократоны, но в той или иной степени привели к переработке и самих этих эократонов, в частности, к метаморфизму перекрывавшего их осадоч-но-вулканогенного чехла, к образованию гранито-гнейсовых куполов и плутонов гранитоидов.
Вся эта активность в пределах основной части Восточно-Европейской платформы практически завершилась к началу мезопротерозоя (рифея), т.е. 1,65 млрд лет т.н. Активные процессы продолжались лишь к западу от Трансскандинавского вулкано-плутоническо-го пояса, в пределах Свеконорвежской провинции, где в течение всего мезопротерозоя со смещением с востока на запад шло развитие вулканических дуг, междуговых и внутридуговых рифтогенных прогибов, завершившееся на рубеже 1,0 млрд лет. Свеконорвежская провинция вошла в это время в состав Гренвильского пояса, спаявшего Лаврентию и Балтику. Элементом этого пояса явилась и Свальбардская платформа на крайнем северо-востоке Европы. Все они вместе стали составными частями новообразованного суперконтинента Родиния.
Тем временем эпикарельская Восточно-Европейская платформа, пережив стадию кратонизации в самом конце раннего - начале среднего протерозоя, вступила в рифее в авлакогенную стадию, т.е. стадию внут-риконтинентального рифтогенеза, продолжившуюся до раннего венда включительно и длившуюся, таким образом, около миллиарда лет (1,55-0,6 млрд лет т.н.). Основная рифтовая система - Среднерусская, пересекла платформу по диагонали с юго-запада на северо-восток, протянувшись примерно вдоль юго-восточного ограничения Фенноскандинавского сегмента фундамента платформы (см. рис.4-8). От этой системы к северо-западу отходили многочисленные более короткие апофизы, достигавшие нынешних Ладожского, Онежского озер и Белого моря, Кандалакшский залив которого наследует один из этих рифтов. Юго-восточная ветвь Среднерусской системы, включающая Пачелм-ский авлакоген, прошла вдоль границы Сарматского и Волго-Уральского сегментов; тем самым «закрепилась» трехчленная сегментация фундамента, выявленная С.В.Богдановой . Другая крупная и сложная рифтовая система- Восточно-Русская, меридионального простирания, протянулась вдоль восточной окраины современной платформы и западного склона Урала. В позднем рифее с началом раскрытия Палеоазиатского океана она превратилась из собственно континентальной в окраинно-континентальную и частично на ее основе образовалась уральская пассивная окраина Восточно-Европейского континента.
Тем временем вдоль северо-восточного края платформы в неопротерозое развивался подвижный пояс Тиманид, охватывавший южную часть Баренцева моря, Канин-Тиманский кряж и Печорскую синеклизу. Далее на восток он, вероятно, пересекал будущий Полярный Урал и сливался с Палеоазиатским океаном (см. гл.5). Развитие этого пояса, отделившего от эпикарель-ской платформы Свальбардскую плиту, закончилось в венде-раннем кембрии складчатостью, метаморфизмом (в основном зелеиосланцевым), внедрением большого числа мелких плутонов основных и среднего состава магматитов, вплоть до субщелочных, и надвиганием вдоль окраин п-вов Варангер и Кольского и Тиманского кряжа па край древней платформы. Складчатая система тиманид составила фундамент Тима-но-Печорской плиты, нарастившей более древнюю платформу.
С неопротерозоя становится возможным восстановить и историю Центральной и Западной Европы. В ее пределах, правда, известны и небольшие фрагменты раннедокембрийской коры - в северной Арморике и Ла-Манше, в Кантабрийско-Аквитанском микроконтиненте - обломки то ли Лаврентии, то ли Западной Гондваиы, «застрявшие» здесь при распаде Родииии, но они не дают оснований для сколько-нибудь достоверных реконструкций.
Большая часть будущей Западно-Европейской платформы от Центральной Ирландии до Южной Полыни, а также находящаяся уже за пределами этой платформы Мезийекая плита представляли в неопротерозое широкую активную окраину Западной Гондваиы с вулканическими дугами, окраинными морями и зонами субдукции, наклоненными к югу, со стороны океана - западного продолжения Прототетиса, переходившего па западе в прото-Япетус, вклинивавшийся между Лаврентием и Амазонией. Ось спрединга этого океана более или менее уверенно намечается лишь в одном районе - на о. Англси у северного побережья Уэльса; ее дальнейшее протяжение к западу и востоку проблематично: несколько более молодые, венд-раи-некембрийские офиолиты появляются в Южных Карпатах и Северных Балканах. В пределах же гондванской окраины Прототетиса присутствовали отдельные, видимо сравнительно небольшие фрагменты раннедокембрийской континентальной коры, уже упоминавшиеся выше.
Геологическая летопись Северной Америки включает весь четырехмиллиардный интервал охарактеризованной горными породами истории Земли. Породы раннего архея с возрастом более 3,5 млрд лет выступают на поверхность в эократоне Слейв (гнейсы Акаста, ~4,0 млрд лет), на юго-западе эократона Сьюпириор (гнейсы Мортон в долине Миннесоты), в юго-западной Гренландии (комплекс Исуа, гнейсы Амитсок) и на противоположном берегу Лабрадора (гнейсы Уй-вак). Все это реликты протоконтинентальной коры тоналит-трондьемит-гранодиоритового (ТТГ) состава, свидетельствующие о том, что такая кора сформировалась в раннем архее на значительной площади в пределах будущего Канадско-Гренландского щита. В настоящее время трудно сказать, получила ли эта кора здесь сплошное распространение. Состав комплекса Исуа показывает, что по крайней мере в некоторых районах и по крайней мере в начале архея могли существовать участки с корой океанского или близкого к ней типа.
В конце среднего архея острова протоконтинентальной коры могли подняться над уровнем моря (океана?). Обращает на себя внимание то обстоятельство, что в Северной Америке образования среднего архея или отсутствуют, или представлены весьма ограниченно, в основном опять же гнейсами ТТГ-состава, а зелено-каменные пояса этого возраста, известные на других континентах, здесь не известны. Зато широко развиты гранит-зеленокаменные области позднего архея, которые и слагают эократоны Слейв, Сьюпириор, ряд более мелких между ними, а также Вайоминг, Нэйн. Все эти эократоны имеют разломные ограничения, явно вторичные, поскольку они дискордантны по отношению к внутренней структуре эократонов. Возникли эти ограничения в начале протерозоя. Присутствие мелких архейских глыб в Трансгудзонском раннепротерозой-ском поясе дополнительно свидетельствует о том, что в конце архея на месте Канадско-Гренландского щита образовался единый континент со зрелой континентальной корой нормальной для кратонов мощности. Материалы по другим современным континентам позволяют предполагать, что этот континент - прото-Лаврентия - составлял лишь часть эпиархейского суперконтинента - Пангеи-0, а дайковые рои ранне-протерозойского же возраста показывают, что в первой половине раннего протерозоя этот континент подвергся деструкции, которая и привела к образованию нескольких подвижных поясов, отличных отзеленокаменных поясов архея, но зато довольно сходных с более поздними подвижными поясами и поэтому могущих именоваться протогеосинклиналями. Это пояса Уопмей, Трансгудзонский, Пенокийский, Лабрадорский с их гренландскими продолжениями (Ринкиды-Нагсуктокиды, Кетилиды). В этих поясах уже отчетливо различаются пассивные окраины эпиархейских континентальных блоков с их осадками шельфа, в том числе рифовыми постройками, и континентального склона - флиш с турбидитами; появляются образования океанского ложа- офиолиты (Кейп-Смит на севере Квебека), вулканические дуги, гранитные батолиты. Ширина бассейнов могла быть весьма значительной, судя по палеомагнитным данным, относящимся к Трансгудзонскому поясу. Развитие этих поясов завершается коллизией ограничивавших их континентальных блоков, сопровождавшейся надвиганием выполнения поясов на пассивные окраины последних. В итоге архейские эократоны оказались спаянными нижнепротерозойскими складчато-надвиговыми системами, и к концу раннего протерозоя, в гудзонскую эпоху, почти на всей площади Канадско-Гренландского щита и его западного продолжения в пределах Внешней мегазоны Кордильер восстановилась сплошность континентальной коры. Опять-таки, учитывая, что и на западе, в Кордильерах, и на востоке, в Гренландии, контуры сохранившейся области гудзонской кратони-зации явно вторичны по отношению к внутренней структуре кратона, можно с полным основанием предположить, что Лаврентия входила в состав нового суперконтинента, новой Пангеи, сформированной в конце раннего протерозоя, к рубежу 1,7 млрд лет.
В первой половине среднего протерозоя, в раннем рифее, между 1,65 и 1,35 млрд лет т.н. основные события развернулись к югу от Канадского щита, на юге Скалистых гор и в области Мидконтинента. Выразились они в мощном проявлении кислого известково-щелочного эффузивного и интрузивного магматизма, протекавшего в основном в субаэральных условиях. Изотопные данные свидетельствуют в пользу ювениль-ного источника магмы, очевидно, связанного с зоной субдукции, наклоненной к северу. В тылу этой зоны мог проявляться и рифтинг. Но если это был краевой вулкано-плутонический пояс, то где находился океан? В пределах современного Северо-Американского континента ему явно нет места, и вопрос этот остается открытым.
Тем временем на площади Канадско-Гренландского щита и его кордильерского продолжения местами шло накопление маломощных континентальных или крайне мелководных обломочных осадков и наземных бимодальных, в основном кислых вулканитов, свидетельствующих о том, что кратонизация приобрела здесь окончательный характер.
Во второй половине среднего протерозоя, в среднем рифее основными событиями явились возникновение мощной рифтовой системы Мидконтинента с ее исключительного масштаба излияниями плато-базальтов, а также образование Гренвильского подвижного пояса, несогласно наложенного, по крайней мере своей внешней зоной, на структуры восточной части расширившегося к тому времени кратона. Происхождение и первоначальная природа этого пояса еще остаются не вполне ясными, и лишь тот факт, что его окончательное становление было связано с коллизией ранне-докембрийских кратонов, представляется совершенно очевидным. Стало также очевидным, что этот протяженный гранулито-гнейсовый пояс находит свое продолжение как в Европе, в Юго-Западной Скандинавии (рис.2-28), на востоке Шпицбергена и севере Новой Земли, так и в Южной Америке, вдоль современной западной периферии Амазонского кратона, представляя важнейшую структуру глобального масштаба. Подобная структура должна была образоваться при распаде эпираннепротерозойской Пангеи и первоначально могла представлять собой достаточно широкий и глубокий бассейн, хотя отсутствие по крайней мере на поверхности, глубоководных отложений и офиоли-тов не позволяет это утверждать с полной определенностью.
На противоположной, кордильерской стороне про-то-Лаврентии в среднем рифее существовал довольно крупный эпиконтинентальный бассейн, вытяну!ый в кордильерском же направлении и заполнявшийся мелководными осадками супергрупп Белт и Пёрселл. Западный борт этого бассейна мог находиться уже в Австралии-Антарктиде или Сибири (?). Развитие бассейна закончилось слабыми деформациями сжатия.
Неизмеримо более интенсивное сжатие испытал Гренвильский пояс, надвинутый при этом на догрен-вильский кратон. Отголоски этого сжатия проявились и в деформациях рифтовой системы Мидконтинента. Поздний протерозой явился переломным временем в развитии Северной Америки, как, впрочем, и в глобальном измерении (см. следующие главы). В середине позднего рифея произошло, по современным данным, отделение Австралии-Антарктиды вместе с Южным Китаем от Лаврентии с образованием на месте Кордильер пассивной окраины новообразованного Тихого океана. По другую сторону Лаврентии от нее откололись Амазония и Балтика с образованием прото-Япетуса. Имеются основания предполагать, что и северный край Лаврентии начал обозначаться в это же время, если не раньше, еще в среднем рифее. Для соответствующего океана было даже предложено название океана - Посейдон; он должен был отделять Лаврентию от Сибири и Гипербореи. Таким образом, именно на рубеже 750-720 млн лет т.н. Лаврентия, включавшая Гренландию, впервые превратилась в континент близких к современным очертаний. Ее восточную периферию образовал Гренвильский пояс, распространявшийся не только на современную платформу, но и на Аппалачскую систему и ееУошитское продолжение. В венде, раннем и среднем кембрии на юге современного Мидконтинента образовалась разветвленная риф-товая система, включавшая рифты Вичита и Рилфут и открывавшаяся в океанский бассейн, разделивший Лаврентию и Амазонию . Вичитский рифт характеризовался необычно интенсивным магматизмом, включая интрузивный, и закончил свое развитие инверсией перед поздним кембрием, в то время как на месте остальных звеньев системы (Рилфут и др.) в это
время начали формироваться синеклизы (Иллинойс, Мичиган).
В раннем палеозое процессы, начавшиеся во второй половине позднего протерозоя, получили дальнейшее развитие (рис.2-29А). На востоке раскрылся Япетус, на западе - Протопацифик, на севере - Франк-линский бассейн; не позднее ордовика в них появились островные вулканические дуги, отчленившие окраинные моря, обособившиеся между этими дугами и пассивными окраинами континента с накоплением шель-фовых, преимущественно карбонатных и склоновых -турбидиты, граптолитовые сланцы - осадков. Уже на границе кембрия и ордовика как на западе, в юго-восточной Аляске, так и на востоке, в Северных Аппалачах, произошло первое столкновение островной дуги с континентом, сопровождаемое деформациями сжатия и даже внедрением гранитоидов (архипелаг Александра). В конце ордовика, в таконскую эпоху то же повторилось в Аппалачах, но уже в более крупном масштабе.
Зона Даннидж по новому разлому сменяется на востоке зоной Гандер, сложенной обломочными отложениями кембрия-ордовика и отчасти силура, рассматриваемыми ныне как отложения континентального склона и подножия противоположного лаврентьевско-му края Япетуса (см.ниже). Здесь же распространены плутоны гранитоидов ордовикско-девонского возраста.
Наиболее восточная зона Ньюфаундленда - зона Авалон, названная по одноименному полуострову. Основная роль в строении этой зоны принадлежит ран-невендским (630-600 млн лет) островодужным вулканитам и гранитоидам и поздневендским (560-550 млн лет) бимодальным рифтогенным вулканитам, в основном согласно перекрываемым шельфовыми обломоч-но-карбонатными осадками кембрия-ордовика, содержащими «балтийскую» фауну. Именно этот контраст между раннепалеозойскими мелководными фаунами западного (зона Хамбер) и восточного (зона Авалон) Ньюфаундленда позволил канадскому геофизику Дж.Т.Вилсону в 1965 г. высказать идею о существовании между ними Протоатлантического океана, названного позднее британским геологом У.Харландом океаном Япетус. Развитие офиолитов, с конца 60-х годов рассматриваемых как древние аналоги океанской коры, в зоне Даннидж подтвердило это предположение. А зона Авалон с ее неопротерозойской складчатостью, аналогичной кадомской складчатости Западной Европы, послужилатектонотипом для выделения микроконтинента Авалония, занимавшего промежуточное положение между Гондваной и Лаврентией (подробнее см.ниже). В зоне Авалон местами обнажен более древний, мезопротерозойский континентальный фундамент, на который и была наложена неопротерозойская вулканическая дуга. По современным представлениям, этот фундамент мог принадлежать Амазонскому кратону; следы его размыва обнаруживаются в осадках зоны Гандер.
Тектоническая зональность, установленная на Ньюфаундленде, прослежена и в Приморских провинциях Канады и может быть распространена, очевидно, на все Северные Аппалачи. Совокупность зон Даннидж и Гандер здесь именуется Центральным подвижным поясом; поднятию Лонг-Рейндж зоны Хамбер отвечает поднятие Грин-Маунтинз, на западном склоне которого на шельфовом карбонатном кембрийском автохтоне лежат в тектоническом покрове глинистые сланцы, переброшенные через это поднятие в позднем ордовике, в таконскую эпоху, именно здесь и выделенную. Между тем в Центральном подвижном поясе наиболее ярко проявился акадский диастрофизм - деформации, метаморфизм и гранитный плутонизм; это и есть его типический регион. Но помимо ограничивающего его с юго-востока продолжения зоны Авалон, на юге провинции Новая Шотландия выделяется еще одна зона (террейн) - Мигума, в широком смысле также относящаяся к Авалонии. Эта зона сложена мощными, преимущественно обломочными образованиями нижнего и среднего палеозоя до девона включительно, затронутыми не только акадскими, но и позднепалео'^ой-скими деформациями.
В конце девона - начале карбона на сложившуюся в итоге акадского диастрофизма структуру Северных Аппалачей была несогласно наложена серия впадин, заполненных морскими терригенными, карбонатными и эвапоритовыми отложениями нижнего карбона, угленосными континентальными среднего-верхнего карбона и, наконец, красноцветами низов перми. Впадины эти ограничены листрическими сбросами, а в их заложении и развитии крупную роль играли сдвиги. Мощность осадков в них достигает 6-8 км; со смещениями по сдвигам связаны внутренние дислокации сжатия.
Наиболее восточная полоса Северных Аппалачей, выходящая на сушу в Новой Шотландии и в районе Бостона, оказалась затронутой, как отмечалось, по-зднепалеозойскими деформациями, получившими в Аппалачах название аллеганских.