Региональная геология России

Глава 6. Средиземноморский орогенический пояс

Средиземноморский орогенический пояс пересекает территорию Северной Евразии в широтном направлении от Карибского моря до Южно-Китайского, отделяя южную группу древних платформ (Африка, Аравия, Индия), до середины юры составлявших континент Гондвану, от северной группы платформ (Восточная Европа, Сибирь, Тарим, Китай). На территории России структуры, относящиеся к этому поясу, располагаются очень ограниченно (Северный Кавказ) и поэтому данный регион не является объектом изучения в рамках настоящего курса. Тем не менее, общее представление о геологической истории Средиземноморского пояса, строении его областей важно для составления целостной картины развития континентальной коры Северной Евразии. В связи с этим структура и эволюция региона представлена лишь в общих чертах и сжатом виде.

Средиземноморский орогенический пояс является представителем молодых - альпийских складчатых сооружений. Южная граница отвечает фронту надвигов вдоль Загроса и Гималаев. Перед фронтом надвигов залегают мощные толщи платформенных осадочных отложений, начиная с позднего кембрия и до кайнозоя. Эти толщи представляют фрагмент гондванской окраины. Формирование тектонических покровов началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием краевых прогибов, заполненных молассами. Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире.

Основная часть структуры орогенического пояса формировалась в мезозойско-кайнозойское время и связана с эволюцией океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Многочисленные реликты океанской коры (офиолиты), маркируют главные структурные швы. Выделяются несколько таких швов: позднепалеозойский - Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский (триас-юра) - Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой - Центральный Памир, Малый Кавказ, палеоген-неогеновый - Карпаты. Образование Тетиса сопровождалось деструкцией и дроблением континентальных масс, поэтому среди складчатых структур пояса можно различить многочисленные террейны - обломки, как гондванского происхождения, так и Евразийского. Мезозойско-кайнозойские комплексы, формировавшиеся на гондванской окраине Тетиса, имеют карбонатный тип разреза, характерный для условий пассивной континентальной окраины и аридного климата. Одновозрастные структуры Евразийской окраины сложены, преимущественно, островодужными вулканогенными ассоциациями и осадочными сериями, отвечающими гумидному климату.

Восточные Карпаты состоят из серии тектонических покровов, надвинутых на окраину Восточно-Европейской платформы. Зона внешних покровов сложена мел-олигоценовыми флишевыми и молассовыми толщами. Молассы тяготеют к фронту надвигов, где сформирован краевой прогиб. Флиш представлен чередованием мергелей и черных сланцев, накопление которых отвечает склону и подножию Европейской континентальной окраины. Складчатые деформации во внешней зоне начались в миоцене и продолжаются до настоящего времени. Центральная зона покровов отличается от внешней тем, что среди флишевых отложений эпизодически встречаются породы мезозойской (позднеюрской) океанической коры. Внутренняя зона покровов характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Отмечаются выходы на поверхность блоков докембрийских метаморфических пород, позднетриас-юрских известняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных в матрицу мелового флиша. Эта территория отличаются более ранними деформациями - на рубеже раннего мела, а затем в миоцене. К юго-западу располагается Закарпатская впадина, в пределах которой известен пояс известково-щелочных вулканических пород плиоценового возраста. Формирование новейшей структуры Восточных Карпат, связанное с надвигообразованием является прямым следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой и обусловлено активностью остаточной сейсмофокальной зоны под Карпатами.

Горный Крым представляет складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Черного моря. В ядре обнажаются триасовые и юрские отложения, на крыльях - неогеновые. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии (триас-нижняя юра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в которой включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские известково-щелочные базальты и андезиты островодужного происхождения. В разрезе они отделены несогласием и ассоциируют с морскими кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими и мел-палеогеновыми мелководными существенно карбонатными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла шельфовую равнину.

Копетдаг. В структуре региона выделяются Копетдагское поднятие, Предкопетдагский прогиб, и примыкающая к ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область возникла на месте мезозойско-раннекайнозойской пассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии. В строении области выделяются два типа разрезов. Северный тип, отвечающий территории Большого Балхана, представлен песчано-сланцевыми толщами, деформированными перед мелом. Южный - Копетдагский тип, представлен непрерывной карбонатно-терригенной толщей от юры до миоцена, испытавшей складчатость в позднем кайнозое, характеризуется чередование мелководных известняков, мергелей, песчаников, глинистых сланцев, накапливавшихся в условиях шельфа. В миоцене названные комплексы в виде тектонических покровов были перемещены на север, сформировав горно-складчатое сооружение, обрамляющее с юга Туранскую плиту.

Памир. Складчатые сооружения региона сформированы в результате столкновения этого участка Евразийской окраины с Индийским континентальным массивом. В этом отношении Памир сходен с Гималаями и Южным Тибетом. Складчатая структура области имеет дугообразную форму и представлена серией покровов, перемещенных в северном направлении. В структуре Северного Памира распространены позднепалеозойские и раннемезозойские известково-щелочные островодужные вулканические комплексы, перемежающиеся с толеитовыми базальтами, карбонатно-терригенными толщами флишевого, олистостромового строения и разновозрастные, в том числе докембрийские, породные ассоциации, формирующие хаотический комплекс аккреционной призмы. Тынаманский шов, отвечает границе распространения покровов Северного Памира, которые включают комплексы Евразийской активной окраины Тетиса. Южнее распространены складчато-надвиговые сооружения генетически связанные с его Гондванской окраиной. В строении тектонических покровов Центрального Памира участвуют палеозойско-раннемезозойские терригенно-карбонатные отложения, маркирующие различные участки континентального шельфа и подножия. Рушанско-Пшартский шов соединяет комплексы Центрального и Южного Памира. Для шовной зоны характерны два типа разрезов. Первый представлен толщей позднепалеозойских известняков, ассоциирующих с покровами базальтов и перекрытых граувакками раннемезозойского возраста. Этот тип отвечает рифтогенному комплексу, связанному с расколом Гондваны. Второй тип разреза характеризуется позднепалеозойско-раннемезозойской глубоководной сланцевой толщей, редкими горизонтами подушечных лав базальтового состава и олистостром, типичных для батиальных условий континентального подножия и абиссальной равнины. Завершение формирование шва отвечает рубежу юры-мела. В структуре Южного Памира можно выделить два структурных элемента. Юго-восточный участок наполнен позднепалеозойско-раннемезозойскими преимущественно карбонатными отложениями гондванской пассивной окраины, а на юго-западе выведен на поверхность раннедокембрийский метаморфический комплекс кратонного типа. В меловое время получили широкое распространение пестроцветные обломочные отложения, субаэральные кислые и средние вулканические породы, которые ассоциируют с гранитными батолитами известково-щелочного ряда. Этот вулканоплутонический пояс прослеживается на юго-восток в горно-складчатые структуры Гималаев и представляет типичную окраинно-континентальную структуру, контролирующую наиболее позднюю субдукционную зону, в которой была поглощена океаническая кора, отделявшая в конце мезозоя Индийский массив. Начало коллизионного события отвечает олигоцену. На неотектоническом этапе оформилась современная конфигурация тектонических покровов и общая дугообразная структура Памира.

Кавказ. Горно-складчатое сооружение включает поднятия Большого и Малого Кавказа, разделенные Рионской и Куринской впадинами.

В ядре антиклинорной структуры Большого Кавказа представлены домезозойские комплексы, соответствующие фундаменту Скифской плиты. Среди них намечаются две полосы, отвечающие Передовому и Главному хребтам. Для первого наиболее примечательны палеозойские офиолиты и островодужные вулканогенно-осадочные комплексы, перекрытые терригенным угленосным комплексом позднего карбона - перми. В строение Главного хребта участвуют раннедокембрийские метаморфические комплексы, отвечающие фундаменту Макерского кратонного террейна. Они прорваны плагиогранитами раннекаменноугольного возраста и перекрыты позднепалеозойскими морскими отложениями. Крылья антиклинория слагают юрские и меловые толщи. Нижне-среднеюрский интервал разреза представлен глинистыми сланцами, которые включают большое количество лавовых покровов. В обрамлении Главного хребта лавы имеют ярко выраженный известково-щелочной состав и представлены базальт-андезит-риолитовой серией. Их формирование связано с функционированием Большекавказской островной дуги. В центральной части Большого Кавказа развиты толеитовые базальты океанического типа. Их формирование в тылу дуги отмечает условия растяжения, при котором, вероятно, произошло образование Большекавказского осадочного бассейна. Позднеюрско-меловой интервал разреза образован в результате заполнения этого бассейна. В составе присутствуют глинисто-кремнистые толщи, терригенные флишевого строения. На периферии антиклинория Большого Кавказа распространен также палеогеновый флиш.

Большую часть фундамента Куринской и Рионской межгорных впадин заполненных неоген-четвертичными осадками молассоидного облика, занимает Закавказский кратонный террейн. Его докембрийские комплексы обнажаются в нескольких массивах, наиболее крупным из которых является Дзирульский. Здесь присутствуют амфиболиты, зеленосланцевые комплексы, встречаются мраморы и тела серпентинитов, которые перекрыты каменноугольными обломочными толщами. Контуры террейна можно наметить лишь приблизительно. Южная граница, вероятно, совпадает с Севано-Акеринской шовной зоной, по которой он спаян с Нахичеванским миогеоклинальным террейном гондванского происхождения. Этот блок также имеет докембрийское сиалическое основание, повсеместно перекрытое палеозойским плитным комплексом, в составе которого преобладают известняки.

Поднятие Малого Кавказа отвечает распространению комплексов Малокавказской вулканической дуги. Она формировалась на цоколе Закавказского континентального массива в интервале от юры до позднего мела и контролировала субдукционную зону, которою заклинил Нахичеванский террейн. Вулканогенные комплексы Малого Кавказа имеют характерный состав. На юге преобладают толеитовые серии, ассоциирующие с относительно глубоководными глинистыми сланцами и известняками. На севере распространены преимущественно известково-щелочные лавы дифференцированной базальт-андезит-риолитовой серии в ассоциации с относительно мелководными обломочными толщами. После аккреции Нахичеванского блока и перескока зоны субдукции за его структуры, на юге Кавказа был сформирован новый вулканический пояс - Аджаро-Триалетский. Максимум островодужного вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему Малому Кавказу отмечаются следы деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Последний этап вулканической деятельности относится уже к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии.

Геологическое строение различных регионов Средиземноморского орогенического пояса, наглядно отображает сложность и длительность истории формирования структур, связанных с эволюцией Тетического океана. В его эволюции отмечают три обширных котловины Палеотетис, Неотетис и Паратетис. Закрытие наиболее древнего палеозойского океана - Палеотетиса отвечает позднему палеозою и раннему мезозою. Результатом герцинского этапа стало формирование южного складчатого обрамления Восточно-Европейской платформы. В это время был построен фундамент Скифской и Туранской плит. Мезозойское сокращение размеров Палеотетиса, компенсировалось ростом Неотетиса, образовавшегося за счет окраинно-континентального рифтогенеза на окраине Гондваны, который сопровождался отделением от нее серии относительно мелких миогеоклинальных террейнов. Следующий аккреционный этап на Евразийской окраине Палеотетиса отмечается на рубеже триаса - юры, когда эта котловина перестала существовать. В зону субдукции этого времени попали микроконтиненты, в том числе гондванского происхождения. Субдукция была блокирована и "перещелкнута" в новое положение. В тылу зоны киммерийской складчатости в условиях задугового спрединга начали формироваться обширные окраинные бассейны (Паратетис). Меловой период развития Евразийской окраины Неотетиса относительно спокойный, в это время удерживалась стабильная картина сближения с Африкано-Аравийским континентальным массивом. В конце мела вновь отмечается активизация тектонических процессов. Отмечаются аккреционные события, формирование новых вулканических поясов. В тылу активной окраины формируются рифтовые впадины Черного и Каспийского морей. Начало главного коллизионного события отмечается в конце палеогена. При континентальном столкновении вулканическая деятельность прекратилась, океан Неотетис был полностью закрыт, начались процессы, связанные с преобразованием тыловодужных бассейнов Паратетиса. К миоцену относится начало новейшего этапа развития, связанного с интенсивным воздыманием хребтов, ростом орогенического сооружения. В это время была сформирована основная структура Средиземноморского орогенического пояса. Последующие ее изменения и деформации обусловлены продолжающимся движением континентальных масс с юга.

Глава 7. Основные этапы роста континентальной коры и формирования структуры Северной Евразии

В заключение остановимся на некоторых общих чертах и закономерностях развития территории Северной Евразии. В истории геологического развития этого региона можно выделить несколько крупных тектонических этапов, отвечающих постепенному росту континентальной коры.

Архейско-раннепротерозойский этап связан с формированием первых крупных континентальных массивов. К числу древнейших образований, обнажающихся в пределах щитов Восточно-Европейской и Сибирской платформ можно отнести комплекс “серых гнейсов” - пород среднего и кислого, преимущественно диоритового, габбро-диоритового, гранодиоритового, тоналитового, плагиогранитного составов, которые метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации. Исходными породами этого комплекса являлись интрузивные и эффузивные образования. Широкое развитие таких комплексов свидетельствует о большой активности магматических процессов на ранних этапах формирования континентальной коры. Вторым наиболее распространенным типом раннеархейских пород являются первично осадочно-вулканогенные комплексы, которые в условиях гранулитового метаморфизма превращены в гнейсы и кристаллические сланцы. Ведущими комплексами позднего архея являются зеленокаменные. Нижние части разрезов зеленокаменных поясов сложены толеитовыми базальтами и ультрабазитами, что в известной степени сближает их с офиолитами. Средние и верхние части разрезов зеленокаменных поясов часто представлены вулканитами известково-щелочной серии с образованием сложных складчато-надвиговых структур, что может свидетельствовать о ведущей роли субдукционных и аккреционных процессов. Тем не менее, многие зеленокаменые комплексы начинали развиваться с рифтогенеза на коре континентального типа, о чем свидетельствуют базальные конгломераты, кварцевые и аркозовые песчаники, а также бимодальные вулканические породы. В архее предполагается несколько эпох, связанных с формированием массивов континентальной коры (эпох складчатости). Одну из первых - белозерскую выделяют уже в самом начале архея. Наиболее ярко проявлена беломорская (позднеархейская) эпоха. С ней связаны интенсивные деформации, региональный метаморфизм и гранитообразование. В результате в конце архея возникли жесткие участки земной коры, положившие начало формированию ядер будущих континентов. Их образование связано с аккреционными событиями, столкновением островных дуг с океанической корой в основании и раннеархейских гранитогнейсовых блоков, что привело к формированию зеленокаменных поясов, столь характерных для позднего архея. Сегодня архейские блоки составляют не менее половины всего объема кратонов. Учитывая мощность коры кратонов, а также то, что значительный объем фанерозойских складчатых поясов также включает раннедокембрийские кратонные террейны, можно заключить, что бульшая часть вещества континентальной коры образовалась в течение первых 2.0-1.5 млрд. лет геологической истории, а затем лишь перераспределено по поверхности Земли.

Принципиальной смены тектонического режима в палеопротерозое по сравнению с археем вероятно не произошло. Архейские кристаллические ядра подвергались дроблению с образованием нового поколения протоокеанов. Продукты базальтового магматизма приурочены к узким троговым зонам. Кроме того для этого интервала времени уже характерны достаточно обширные осадочные бассейны эпиконтинентального типа (например, удоканский на окраине Алдано-Станового блока Сибири). В морских бассейнах формировались преимущественно породы хемогенного происхождения - джеспелиты, характерны также кремнисто-карбонатные комплексы. Активные субдукционные процессы и закрытие ряда океанических структур привело к амальгамации архейских массивов и формированию новых относительно более крупных континентальных блоков (например, Кольско-Карельский блок Балтики). С ростом континентов сократились очаги вулканизма, которые к концу палеопротерозоя уже концентрировались в краевых частях континентальных массивов (Готский, Акитканский вулканоплутонические пояса). Палеопротерозойская - карельская эпоха тектогенеза оказалась растянута во времени более чем на 400 млн. лет и на рубеже ~ 1.6 млрд. лет назад завершилась массовой гранитизацией, высокотемпературным метаморфизмом и формированием крупных консолидированных континентальных блоков - кратонов.

Позднепротерозойский этап. В отличие от архея и палеопротерозоя развитие литосферы на позднепротерозойском этапе происходило дифференцировано. Наряду с подвижными областями в это время уже существовали крупные территории с протоплатформенным режимом. В теле будущих платформ закладываются и начинают развиваться крупные грабен-рифтовые структуры - авлакогены. Формирование большинства крупных авлакогенов предполагается как часть трехлучевой системы рифтов, образующихся над горячей точкой при расколе коры континента. Зарождение осей спрединга и начальных узких океанических бассейнов происходит по простиранию двух ветвей такой рифтовой системы, а третья ветвь, оставшись глубоко в теле континентального массива, постепенно заполняется грубообломочными толщами. Формирование авлакогенов проходило в несколько последовательных стадий как в мезопротерозое, так и начале неопротерозоя, в результате чего образована целая сеть позднепротерозойских грабен-рифтовых структур на территории Сибирского (Уджинский, Маймечинский, Турухано-Норильский и др. авлакогены), и Восточно-Европейского (Средне-Русский, Пачелмский, Кандалакшский, Мезенский и др. авлакогены) кратонов.

Важные тектонические события позднего протерозоя приурочены к рубежу мезопротерозоя и неопротерозоя (1.2-0.9 млрд. лет назад) - гренвильской коллизионной эпохе. Складчатые пояса гренвильского времени отмечаются на окраинах практически всех древних континентальных массивов. Это, а также ряд других геологических доказательств дают основание предполагать, что результатом гренвильского орогенеза стало формирование единого суперконтинента, названного Родинией. Примером складчатых поясов гренвильского времени могут служить территория Свеконорвежского блока в пределах Восточно-Европейской платформы, западная окраина Сибирской платформы (Ангарский пояс). Этап распада Родинии в неопротерозое по разным оценкам отвечает интервалу 860-570 млн. лет назад. Зарождение океанических бассейнов (Палеоуральского, Палеоазиатского) и окончательное оформление Восточно-Европейского и Сибирского континентов в основном отвечает рубежу 750 млн. лет. К этому времени и чуть позднее в венде формируются основные черты окраинно-континентальных седиментационных бассейнов, отмечающих неопротерозойские пассивные окраины с характерным на то время карбонатным осадконакоплением. Также оформляются эпиконтинентальные осадочные бассейны - будущие синеклизы, (например, Московская синеклиза), которые конформны осям авлакогенов. Поздний неопротерозой считается началом формирования типичного плитного комплекса как на Восточно-Европейской, так и Сибирской платформах.

Венд-раннепалеозойский этап на древних платформах соответствует первой крупной стадии формирования плитного комплекса. К этому времени оформились основные эпиконтинентальные осадочные бассейны. Начало накопления истинного чехла платформ сегодня относят к моменту завершения крупных оледенений позднего неопротерозоя (криогения). Тиллитовые комплексы, залегающие в основании венда (эдиакария), многие исследователи рассматривают в качестве маркирующих горизонтов платформенной стадии эволюции древней континентальной коры.

В обрамлении Сибирского и Восточно-Европейского кратонов венд-раннепалеозойский этап связан с перестройкой образованных в неопротерозое океанов и аккреционными событиями. Первая фаза отмечается уже в самом начале венда (эдиакария). В литературе этот этап известен под названием байкальской эпохи складчатости, а тектонотипом являлись структуры Байкальской складчатой области. Однако исследования последних лет показывают, что выделение такого тектонотипа неоднозначно. В тектонической истории этой области отмечаются следы ранних - добайкальских эпох тектогенеза и более поздние, палеозойские орогенические события. С определенностью можно говорить, что лишь Байкало-Муйская аккреционная зона сформирована во время близкое классической байкальской орогении, становление же континентальной коры внутренней Баргузино-Витимской зоны отвечает палеозою. Поэтому термин “байкальская складчатость” теряет свою информативность и сегодня практически не используется. Тем не менее, всплеск тектонической активности в конце докембрия, связанной с ростом континентальной коры, преимущественно, за счет аккреционных процессов, не отвергается. Геологические факты свидетельствует об аккреции островных дуг и разнородных террейнов к континентальной окраине Палеоуральского бассейна. В результате произошел существенный прирост коры по восточной периферии Восточно-Европейского континента, сформировано основание Тимано-Печорской плиты. Выходы на поверхность кристаллических комплексов позднего докембрия известны на Северном и Полярном Урале в пределах Центрально-Уральского и Харбейского поднятиев. Близкие по времени, вендские аккреционные события фиксируются на западной периферии Сибирского кратона с формированием Приенисейского пояса. Его главными представителями являются Исаковский и Предивинский террейны Енисейского кряжа. Крупный аккреционный пояс сформирован на севере Сибирского кратона. Структуры Центрально-Таймырской зоны целиком образованы за счет аккреционных процессов в конце неопротерозоя. Таким образом, поздненеопротерозойский аккреционный этап роста континентальной коры, в основном, не связан с закрытием океанических бассейнов. Произошла перестройка их структуры, иногда с образованием новых океанических котловин (например, Уральской), и океаническая стадия возобновилась. Аккреционные системы, нарастив окраины древних континентов, продолжили свое развитие в платформенном режиме и, в большинстве, представляли унаследовано развивающиеся пассивные окраины Сибирского или Восточно-Европейского континентов.

Интенсивное наращивание Сибирского континента аккреционным путем продолжилось в раннем палеозое. Уже в конце венда - раннем кембрии на юго-западной (в современных координатах) периферии Сибирского континента отмечается формирование протяженной зоны субдукции и отвечающей ей островодужной системы. Фрагменты этой системы слагают структуру центральной части Алтае-Саянской складчатой области, образуя такие сложно построенные террейны как Западносаянский, Кузнецкоалатаусский, Горноалтайский, Салаирский и Таннуольско-Хамсаринский. Аналогичные комплексы протягиваются на юго-восток в Забайкалье, формируя структуры Еравнинского террейна и тыловодужные Икатский и Баргузинский террейны. Аккреция островных дуг, приведшая к формированию структурного каркаса Алтае-Забайкальской аккреционной системы, отмечается уже в ордовике, что отвечает раннекаледонской тектонической эпохе.

Положение континентов, океанических бассейнов и островных дуг в раннем палеозое существенно отличается от современного. В это время реконструируется четыре крупных континентальных массива, разделенных океаническими бассейнами: Сибирский, Восточно-Европейский (Балтика), Северо-Американский (Лаврентия) и крупный континент Гондвана, включающий остальные кратоны. Обширные пространства Гондваны простирались от южного полюса до экватора, что подкрепляется распространением климатических индикаторов. Известняки и соли, формирование которых связано с теплыми водами, характерны для приэкваториальных областей континента (Австралия, Индия, Китай, Антарктида), ледниковые отложения распространены в южных приполярных областях (Африка и Южная Америка). Остальные континенты Лавразийской группы занимали приэкваториальные или умеренные широты. В раннепалеозойских разрезах чехла Сибирской платформы преобладают известняки, доломиты, мергели, а также соленосные отложения. При этом континент был развернут на 180° относительно современного положения. Для Восточно-Европейской платформы также характерно преобладание в раннепалеозойских разрезах морских карбонатных пород и мелководных песчано-глинистых отложений. Раннепалеозойский дрейф этих континентов, в целом, описывается постепенным смещением в северном направлении. При этом Балтика испытывала вращение против часовой стрелки, а Сибирь вращалась по часовой стрелке. Разделяющие их океанические пространства Палеоазиатского океана обнаруживают тенденцию к закрытию, что выражается в формировании трансформных сдвиговых зон и периодической аккрецией в пределах активных окраин. К концу раннего палеозоя также начинает сокращаться широтное расстояние между Балтикой и Лаврентией. Разделяющий их океанический бассейн Япетус (Палеоатлантика) перерождается в систему островных дуг и окраинных морей и постепенно закрыватся. Коллизионная стадия, связанная со столкновением континентальных масс Балтики и Лаврентии и формированием Скандинавского складчато-надвигового пояса фиксируется в конце раннего палеозоя, знаменуя окончание каледонского тектонического цикла. К каледонским структурам также необходимо отнести континентальные массы Казахстано-Киргизского составного террейна, созданного путем аккреции островных дуг и разновеликих фрагментов древней континентальной коры (кратонных террейнов).

Позднепалеозойский этап, отвечающий герцинской тектонической эпохе, охватывает девонский, каменноугольный и пермский периоды палеозойской эры. Этот этап насыщен геологическими событиями, наиболее яркими являются закрытие большинства неопротерозойско-палеозойских океанов и, как следствие, формирование суперконтинента, называемого Пангея.

К началу девона океанические пространства между Восточной Европой и Сибирью, с одной стороны, и Гондваной с другой, достигли максимальных размеров. За счет неопротерозойской и каледонской аккреции островных дуг и малых континентальных блоков значительно вырос Сибирский континент; были сформированы континентальные массы Казахстано-Киргизского супертеррейна, а также континент Евроамерика, объединяющий Балтику и Лаврентию. Максимума достигла регрессия морских бассейнов начавшаяся еще в ордовике-силуре. На территории Сибирской и Восточно-Европейской платформ почти повсеместно установился континентальный режим, который уже в среднем девоне сменяется мощной трансгрессией. Погружение платформ в определенной степени обусловлено внутриконтинентальным рифтогенезом. На юге Восточно-Европейской платформы сформирован Днепрово-Донецкий грабен и начал расти Палеотетис. На востоке Сибирской платформы образовалась система Вилюйских грабенов, положившая начало Вилюйской синеклизе и обновившая структуру Верхоянской окраины Сибирского континента. Девонский рифтогенез и связанный с ним внутриплитный магматизм затронул каледонские структуры юго-западной окраины Сибирского континента. Обширные поля щелочных вулканогенных пород выполняют структуры ряда впадин в Алтае-Саянской области: Минусинская, Тувинская, Рыбинская и др.

Процессы, связанные с внутриконтинентальным рифтогенезом и ростом позднепалеозойского Тетиса, компенсировались субдукцией и закрытием более древних океанических бассейнов в Палеоазиатской части, среди них в позднем палеозое обычно различают котловины Обь-Зайсанского, Уральского, Туркестанского, Джунгаро-Балхашского бассейнов. С девона практически все континентальные окраины этих котловин функционируют в режиме активных, что способствует быстрому сближению континентальных масс Сибири, Казахстана и Восточной Европы. Крупная позднепалеозойская субдукционная зона отвечает юго-западной окраине Сибирского континента. Причем в девоне субдукционная обстановка здесь, вероятно, близка андийскому типу, а в карбоне уже распознается система развитых островных дуг и окраинных морей. Продукты девонского магматизма наиболее широко представлены по окраине каледонских структур Алтае-Саянской области, вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы карбона широко развиты на территории Рудного Алтая и в Обь-Зайсанской складчатой зоне. Островодужные комплексы уральской активной окраины сохранились преимущественно в структуре Тагило-Магнитогорской зоны Уральского орогена.

С конца карбона и в перми повсеместно фиксируется коллизионная стадия. На Урале она сопровождалась формированием краевого прогиба, который заполнятся грубообломочным материалом, поступающим с орогена. Герцинское коллизионное событие отмечается также на севере Сибири, в результате столкновения с крупным Карским континентальным массивом оформилась складчато-надвиговая структура Таймыро-Североземельской области. Предполагается, что коллизия Карского микроконтинента в большей степени связано не с субдукционными процессами, а с функционированием крупномасштабных трансформно-сдвиговых зон, заложившихся еще в раннем палеозое.

Таким образом, к концу палеозойского времени в результате герцинской орогении окончательно сформирована континентальная кора Центральной Азии - пояса, сшивающего структуры Сибирского и Восточно-Европейского кратонов. Полоса герцинских коллизионных комплексов простирается на юге Восточно-Европейской платформы, в основании Туранской и Скифской эпипалеозойских плит. Крупный герцинский орогенный пояс также был сформирован между Евроамерикой и Гондваной. Итогом позднепалеозойских коллизионных событий стало формирование суперконтинента Пангея. Исходя из палеомагнитных и палеогеографических построений, суперконтинент имел субмеридиональное простирание с центром в районе экватора. На востоке развито океаническое пространство Палеотетиса, отделяющее Северо- и Южно-Китайский континенты от остальных континентальных масс, на западе - огромные океанические пространства Палеопацифики (Тихого океана). Таким образом лишь восточная окраина Сибирской платформы не испытала существенных изменений в ходе герцинского этапа тектономагматической активности и продолжала развиваться в режиме пассивной континентальной окраины почти до конца мезозоя.

Мезозойский этап в глобальном плане знаменуется распадом Пангеи, раскрытием большинства современных океанических впадин и закрытием прежних океанов. К этому времени уже сформированы основные черты современной структуры Центральной Азии. Тем не менее, существенным деформациям и серьезной реорганизации подверглись внутренние континентальные области Северной Евразии. Ярким событием раннего мезозоя является грандиозное проявление траппового магматизма в Сибири. Его связывают с функционированием системы одновременных или близких по времени мантийных плюмов, объединяемых в пермотриасовый суперплюм. Сибирская платобазальтовая формация включает траппы Сибирской платформы (Тунгусская синеклиза), Таймыра, Кузнецкого прогиба и погребенные покровы Западно-Сибирской плиты. Время формирования трапповой формации по современным оценкам составляет не более 5 млн. лет. Однако длительность этого события и его интенсивность обусловлена региональными тектоническими факторами. Наиболее интенсивно магматизм протекал на территории Сибирской платформы. Продолжительным, но менее интенсивным он зафиксирован для Западной Сибири, где базальтоидный магматизм сопряжен с формированием крупных грабен-рифтовых структур: Колтогорско-Уренгойской, Худосеевской и других. Утонение континентальной коры в результате внутриконтинентального рифтогенеза стало причиной общего погружения территории Западной Сибири и формирования здесь крупного осадочного бассейна. Эта тенденция сохраняется в течение всего мезозоя. На юго-западе Сибирской платформы в пределах Алтае-Саянской области в мезозое, напротив, доминировала обстановка регионального сжатия, на фоне внутриплитных сдвиговых перемещений левосторонней кинематики. Противоречивая, на первый взгляд, тектоническая картина имеет вполне удовлетворительное объяснение. Хотя основные тектонические блоки Северной Евразии в раннем мезозое уже представляли собой единую континентальную плиту, ее структура не являлась абсолютно жесткой. Континент имел субмеридиональную ориентировку, и его Сибирская часть находилась в высоких широтах северного полушария. Движение плиты в этом интервале описывается постепенным разворотом по часовой стрелке с полюсом вращения вблизи центра Сибирского кратона. Такая кинематика хорошо согласуется с субдукционными процессами в пределах Палеотетиса и Палеопацифики с одной стороны и раскрытием Атлантики, с другой. Полученные палеомагнитные данные и довольно большой набор геологических фактов свидетельствуют, что на фоне общего поворота плиты по часовой стрелке, кора Центральной Азии деформировалась в результате сдвиговых перемещений составляющих ее композитную структуру жестких блоков: Сибирский, Европейский и Казахстанский тектонические элементы. Структуры, находящиеся вдали от центра вращения, при повороте как бы запаздывают, что приводит к реактивации палеозойских швов и внутриплитному смещению Европейской части плиты относительно Сибирской. Сдвиговые перемещения Сибирского блока Евразийской плиты с поворотом по часовой стрелке, в силу конфигурации основных тектонических границ, обусловили устойчивый режим сжатия в пределах юго-западного обрамление Сибирского кратона и, напротив, режим растяжения в пределах севера Западно-Сибирской тектонической провинции.

Своеобразный тектонический режим в рамках представленной модели характеризует южную окраину Сибирской части Евразийской плиты. В первую очередь из построенной модели с необходимостью вытекает существование режима растяжения в пределах Забайкальского региона. Здесь широко развиты линейные системы рифтовых впадин вытянутых в северо-восточном направлении, приуроченность которых к зонам разломов, должно быть связана со сдвиговым механизмом их формирования. В регионе выделяется более 200 рифтогенных впадин и других тектонических структур, выполненных продуктами бимодального внутриплитного магматизма и внутриконтинентальными преимущественно грубообломочными фациями осадков. Возникновение структур растяжения на территории Забайкалья отмечается с конца перми - раннем триасе, хотя максимальное развитие они получили в конце триаса, юре и раннем мелу. Пульсационный характер активизации процессов, связанных с рифтогенезом на юге Сибири, который по существу продолжается (в Байкальской кайнозойской рифтовой системе) поныне, а также приуроченность структур растяжения к сдвигам полностью соответствует представленной модели. Кроме того мезозойская история на юге Сибири - в Монголо-Охотской зоне связана с закрытием одноименного океана, отделявшего Сибирскую окраину Евразийского континента от герцинского пояса Центральной Монголии (в том числе Хингано-Буреинского массива) и континентальных блоков Китайско-Корейской платформенной области. Сам океанический бассейн имел клиновидную форму и, по существу, представлял залив Палеопацифики. Результатом описанной выше кинематики перемещения плит является постепенное продвижение коллизионных процессов в пределах окраины с запада на восток, наподобие закрытия ножниц. Окончательное закрытие бассейна и формирование узкой полосы складчатых структур произошло в конце юры - раннем мелу и далее система испытывала только левосторонние сдвиговые деформации.

Основные процессы, связанные с мезозойским этапом роста континентальной коры перемещены на восток Евразийского составного континента, в Верхояно-Чукотскую зону Палеопацифики. Основной этап деформаций, связанный со становление орогенического пояса нужно отнести к концу юры - началу мела. Кора большей части пояса формально имеет докембрийский возраст. Так, огромная территория Верхоянья сложена мощным комплексом осадков формировавшихся на континентальной окраине Сибири в течение длительного промежутка времени - от мезопротерозоя до юры, включительно. Территория Чукотской области также представлена палеозойско-мезозойскими деформированными отложениями, перекрывающими докембрийское кристаллическое основание. Чукотский блок рассматривается как часть гипотетической Арктиды, который при раскрытии Амеразийского океанического бассейна в мезозое был отколот от канадской окраины Северной Америки. Центральную часть Верхояно-Чукотского орогенического пояса занимает мезозойский Колымо-Омолонский составной террейн, в строении которого также большую роль играют террейнов с древней континентальной корой: Омолонский, Приколымский, Омулевский и другие. В целом эту территорию можно рассматривать как киммерийский аккреционный шов, объединяющий континентальные массивы Сибири и Чукотки. Окончание становление структуры региона в конце раннего мела знаменуется формированием на его окраине протяженного Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса, маркирующего развивающуюся активную континентальную окраину Евразии.

В активном тектоническом режиме в мезозое продолжал развиваться Тетический океан. Аккреционные процессы на Евразийской окраине Средиземноморского региона вызвали деформацию континентальной окраины и ее довольно существенный прирост. В тылу активной окраины с юры унаследовано развивались Скифская и Туранская эпипалеозойские плит, были созданы и развивались спрединговые впадины Черного и Каспийского морей.

Кайнозойский этап. В течение кайнозоя продолжалось дальнейшее раздвигание материковых структур и формирование современных океанических бассейнов. Однако аккреционно-коллизионные события, связанные с ростом континентальной коры для территории Евразийского континента также ярко проявлены. К концу олигоцена, в результате сближения Африкано-Аравийской и Индийской плит с Евразией, возник Альпийско-Гималайский орогенический пояс, Средиземноморская часть которого была рассмотрена выше. Произошло осушение окраинно-континентальных осадочных бассейнов, деформация спрединговых морей, сформированных в тылу Средиземноморской активной окраины. Сегодня сохранились лишь реликты этих структур - впадины Черного и Каспийского морей.

Активные тектонические процессы, связанные с субдукцией океанической литосферы и формированием аккреционных структур, продолжились в Тихоокеанском секторе. Начиная с конца раннего мела (Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс) и до сегодняшних дней (Курило-Камчатская островодужная система) восток Евразии развивается в режиме активной континентальной окраины. В результате аккреционной тектоники на этой территории в течение кайнозоя сформирован крупный пояс, включающий структуры Корякско-Камчатской и Сихотэ-Алинь-Сахалинской областей. Субдукционные процессы на окраине континента и связанный с ними задуговый спрединг вызвали формирование таких крупных структур как Южно-Охотоморская и Япономорская впадины.

Внутри континента произошла относительная стабилизация деформаций, связанных с внтуриплитными перемещениями, оформилась структура Западно-Сибирской плиты. Тем не менее, кайнозойский внутриплитный магматизм, связанный с Байкальской рифтовой системой ярко проявлен в Забайкалье и Туве. Новейшие сейсмические события на территории Алтае-Саянской области, вблизи границы Сибирского кратона, которые часто интерпретируются как отголоски Гималайского орогенеза, могут ассоциировать со сдвигами, унаследованными от мезозойской тектоники.

Заключение

Северная Евразия, большая часть которой приходится на территорию России, прошла длительный и сложный путь геологического развития. В пределах нашей страны известны геологические комплексы от древнейших на Земле, с возрастом более 3 млрд. лет, до областей, где в настоящее время происходит новообразование океанической и континентальной коры. В истории формирования современной структуры этой территории отражены все основные тектонические эпохи. Континентальная часть Северной Евразии состоит из мозаики разновеликих древних блоков, спаянных разновозрастными складчатыми поясами, образованными на месте ранее существовавших океанических бассейнов. Восстановление последовательности формирования геологических комплексов, закономерностей распространения их в пространстве представляет сложную проблему. Приведенные в настоящем издании данные о геодинамической природе различных комплексов горных пород, предложенные объяснения закономерностей и последовательности их распространения во времени и в пространстве представляют один из возможных вариантов интерпретации существующих сегодня геологических данных.

Следует отличать фактическую сторону, заключающуюся в описании геологического строения конкретных регионов и разрезов, от их тектонической и геодинамической интерпретации. Последнее базируется на современных взглядах геологов, т.е. отражает современное состояние геологической науки. Несомненно, развитие геологического знания приведет к появлению новой информации и соответственно дополнению или даже пересмотру некоторых сложивших представлений об условиях или истории формирования структуры такого сложноустроенного тектонического объекта как территория нашей страны.

Список рекомендуемой литературы

1. Борукаев Ч.Б. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии. - Новосибирск. Изд-во СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1999, 69 с.

2. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР (в 2 книгах). - М.: Недра, 1990, кн.1, 328 с.; кн. 2, 340 с.

3. Короновский Н.В. Краткий курс региональной геологии СССР. Изд. 2-е. - М., 1984, -265 с.

4. Кузьмин М.И., Корольков А.Т., Дриль С.И., Коваленко С.Н. Историческая геология с основами тектоники плит и металлогении. - Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2000, 288 с.

5. Милановский Е.Е. Геология России и ближнего зарубежья (Северной Евразии) - М.: Изд-во МГУ, 1996, 448 с.

6. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Европа и Западная Азия. М.: Недра, 1977.

7. Хаин В.Е.. Региональная геотектоника. Внеальпийская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979.

8. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001, 606 с.

9. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М: Изд-во МГУ, 1995, 480 с.

Размещено на Allbest.ru