Фундамент плит. Туранская и Скифская плиты, также как и Западно-Сибирская плита, имеют гетерогенный фундамент. В фундаменте плит находят свое продолжение складчатые структуры, обрамляющие их. Выходы на поверхность фундамента Туранской плиты известны в обрамлении - в Мангышлаке (пермь-триас), в хребте Туаркыр (средний палеозой). Мощность континентальной коры составляет 30 - 45 км. В строении фундамента предполагаются массивы с докембрийской корой: Северо-Устюртский, Бельтаусский, Сырдарьинский, Каракумский, Южно-Мангышлакский, Карабогазский. Они сложены кристаллическими сланцами, гнейсами и прорваны палеозойскими гранитами, становление которых связывается с формированием складчатых структур Урала и Тянь-Шаня. Мангышлакско-Гиссарская система разломов делит Туранскую плиту на две части: приподнятую северо-восточную и опущенную юго-западную. Первая сложена деформированными вулканогенно-осадочными толщами раннего палеозоя, на которых с резким несогласием залегают молассовые отложения среднего-верхнего палеозоя. Для девона характерно присутствие вулканогенных пород среднего и кислого составов, переслаивающихся с красноцветными осадками. Верхний девон и нижний карбон представлены карбонатно-терригенными, иногда угленосными отложениями. В пределах юго-западной части плиты, фундамент сложен комплексами пород от докембрия до карбона. Нижнепалеозойские образования представлены кристаллическими сланцами, кварцитами, мраморами; среднепалеозойские - известняками, вулканогенно-осадочными отложениями, флишеподобными сериями. В Кызылкумах в палеозойских отложениях фундамента обнаружены фрагменты офиолитового комплекса, прослеживающиеся на 1500 км в пределы Алайского хребта. Офиолиты вероятно приурочены к шву столкновения различных сиалических блоков. На палеозойских толщах с резким несогласием залегает комплекс пермско-триасовых красноцветных молассовых отложений с прослоями вулканитов. Мощность этой толщи от первых сотен метров до 6 - 8 км в районе Мангышлака. Развитие пермо-триасового комплекса, связанного с грабенообразными структурами, свидетельствует об условиях растяжения. Однако характерных грабеновых структур, как в Западной Сибири здесь нет.
В фундаменте Скифской плиты также находятся породные ассоциации широкого возрастного диапазона. В Предкавказье фундамент плиты представлен породами от докембрия до верхнего палеозоя. Широко распространены сланцы, испытавшие деформации и метаморфизм в раннем палеозое и прорванные плагиогранитными интрузиями позднепалеозойского возраста. Угленосная толща Донбасса, погружающаяся на севере плиты, вдоль кряжа Карпинского быстро сокращается в мощности и замещается карбонатно-терригенными отложениями. Наиболее молодыми в этой части являются морские отложения ранней перми. В пределах Степного Крыма фундамент сложен позднепротерозойскими хлоритовыми и серицитовыми сланцами и терригенно-карбонатными толщами палеозоя, среди которых отмечены спилиты, диабазы, андезиты и их туфы. Фундамент Скифской плиты выходит на поверхность в устье Дуная (Добруджиский массив). Здесь он представлен интенсивно дислоцированными сланцами, филлитами, граувакками и кварцитами палеопротерозойского и мезопротерозойского возраста, силурийскими терригенно-карбонатными и девонскими терригенными отложениями.
Плитный комплекс. Осадочные бассейны Туранской и Скифской плит тектонически представляют единое целое. Заложение бассейнов произошло в юрское время и связано с обширным окраинным морем. На протяжении юры, мела и палеогена на их месте находился шельф северной окраины океана Тетис, на месте которого сейчас образованы складчатые сооружения Средиземноморского орогенического пояса. Этот шельф располагался в тылу системы протяженных вулканических островных дуг. Современным аналогом подобной обстановки являются Восточно-Китайское и Охотское моря. Мезозойско-кайнозойские разрезы плитного комплекса изменчивы по латерали. На севере, вблизи Восточно-Европейской платформы, преобладают континентальные песчано-глинистыми толщи, которые в южном направлении фациально замещаются морскими терригенно-карбонатными и песчано-глинистыми отложениями. В том же направлении, в целом, растет мощность осадочной толщи. В наиболее глубоких впадинах она достигает 8-10 км. К таким впадинами на территории Туранской плиты относятся: Северо-Устюртская, Южно-Сырдарьинская, Барсакельмесская, Мургабская. В пределах Скифской плиты хорошо выраженными отрицательными структурами являются прогибы: Азово-Кубанский, Северо-Черноморский, Терско-Манычский. Осадочный бассейн завершил свое развитие в миоцене. К числу остаточных структур можно отнести современные впадины Каспийского и Черного морей.
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.