Подвижные пояса

Средиземноморский подвижный пояс протягивается от Гибралтара через Альпы, Карпаты, Крым, Кавказ Малую Азию, территории Ирана и Афганистана, Гималаи и Тибет до Западной Индонезии. Здесь в результате герцинского орогенеза произошло замыкание большинства геосинклинальных прогибов, но для внутренней части пояса платформенный режим оказался неустойчивым, и в начале мезозоя началось заложение новых прогибов, где затем накопились мощные толщи. Вместе с тем существовали обширные срединные массивы, в пределах которых в мелководных морях образовались разнообразные по составу маломощные отложения.

В триасе территория Альп была занята морским бассейном. На севере территории накапливались лагунные и прибрежные отложения – грубые пески, доломиты, ангидриты с горизонтами базальтов и туфов. В осевой и южной частях Альп только нижний триас сложен такими породами, а в среднем и позднем триасе сформировалась мощная толща известняков с прослоями кремнисто-вулканогенных пород. Считается, что в позднем триасе здесь образовалась платформа. В самом конце периода началось расчленение средиземноморской части Мезотетиса на блоки карбонатных платформ и более глубоководные прогибы с тонкими карбонатными, кремнистыми и глинистыми осадками. Это сопровождалось вулканизмом изменчивого состава, в том числе повышенной щелочности. Наиболее значительные из этих прогибов находились в Сицилии и Калабрии (Италия), Динаридах (Югославия). Последний прогиб прослеживается далеко на восток, вплоть до Турции и даже дальше. Он характеризуется особо мощным и пестрым по составу вулканизмом, а также интрузивной деятельностью.

На Кавказе и в Крыму ранний и средний триас представлен субплатформенными известняками, а в позднем триасе здесь закладываются прогибы, в которых начинается накопление флишевых и вулканогенно-осадочных толщ. Здесь известен Крымско-Кавказский прогиб, расположенный в осевой части Мезотетиса, имеющий продолжение в Центральный Памир и Тибет и далее к юго-востоку. В северном обрамлении прогиба отмечается вулканно-плутонический пояс.

Закончился поздний триас раннекиммерийской в Европе и индосинийской в Азии фазами складчатости. Особенно большую площадь деформации охватили в Восточной Азии, где распространились от Забайкалья до Индокитая. Они затронули не только подвижные системы, но и такие стабильные блоки как Китайско-Корейская и Южно-Китайская платформы, подвергнув смятию их осадочные чехлы. Повсеместно индосинийские деформации, начавшиеся ещё в норийский век, сопровождаются значительным гранитообразованием. Образовавшиеся на месте прогибов структуры вошли в состав позднепермской Пангеи, заметно увеличив её площадь.

В юрское время (рис.12.15) обособляются две геосинклинальные области: Альпийско-Гималайская (Южная Европа, побережье Северной Африки, Крым, Кавказ, Малая Азия, Гималаи) на западе и Индонезийская (Бирма, Индонезия, часть Филиппин) – на востоке. Осадконакопление здесь происходило в разных условиях – геосинклинальные отложения представлены карбонатными и терригенно-карбонатными фациями. В Альпах породы формировались в сложно построенных прогибах, разделенных поднятиями (рис.12.16). В прогибах преобладают песчано-глинистые и карбонатные отложения с горизонтами основных эффузивов и яшм общей мощностью в несколько километров. Здесь наблюдается полный разрез юры. В результате метаморфизма породы превратились в так называемые блестящие сланцы. На поднятиях юрские отложения нередко угленосные, имеют сокращенную мощность (несколько сот метров).

В ранней юре на месте Большого Кавказа продолжал свое развитие геосинклинальный прогиб (рис.12.17), заложенный еще в триасе. Разрез юры северного склона Большого Кавказа начинается с мощной толщи аспидных сланцев, метаморфизованных в зеленосланцевой фации, с прослоями песчаников, содержащих остатки аммонитов Amaltheus и других. Средняя юра представлена флишевым чередованием бурых и коричневых песчаников и сланцев, включающих остатки аммонитов Parkinsjnia parkinsoni и др. Нижняя часть средней юры угленосна. Верхнеюрские отложения залегают на средней юре трансгрессивно, с конгломератами в основании, представлены мергелями и рифовыми известняками. На отдельных участках известняки замещаются доломитами и гипсами.

На южном склоне Большого Кавказа (см. рис. 12.17) разрез юры начинается также с мощной толщи аспидных сланцев. Однако верхняя часть нижней юры и вся средняя юра здесь представлены порфиритами с прослоями туфопесчаников. Верхняя юра образована ритмичным чередованием мергелей, сланцев, известковистых песчаников и известняков. Низы толщи слагают песчаники, темные сланцы и угли (месторождения Ткварчели и Ткибули). Юрские отложения северного и южного склонов Большого Кавказа согласно перекрываются известняками нижнего мела. Мощность юрских отложений на северном склоне 14-15 км, на южном – 6,5-7,5 км.

Приведенные разрезы показывают, что на месте Большого Кавказа в ранней юре был унаследованный единый прогиб, в котором формировалась флишевая толща. В средней юре на месте водораздела Главного Кавказского хребта возникло геоантиклинальное поднятие, а прогибание локализовалось с севера и юга. В северном прогибе образовались мощные обломочные толщи с угленосными пачками, в южном – толща основных и средних лав, на которой залегают сланцы. В поздней юре северный и южный прогибы окончательно обособились. На севере в условиях теплого морского бассейна накапливались карбонатные осадки, на юге – флишевые серии. В Крыму в ранней юре накопился терригенный флиш, а в поздней – карбонатный. На шельфах, в островных зонах и на умеренных глубинах формировались органогенные известняки, в том числе известные как «аммонитико россо» (красные узловатые известняки с аммонитами).

Тибетско-Индокитайская область, включающая Гималаи, характеризуется отмиранием геосинклинального режима. В результате раннекиммерийского (индосинийского) орогенеза горным сооружением стал Индокитай, где в ранней юре в межгорных прогибах накапливалась верхняя моласса, представленная континентальными обломочными толщами. На Юго-Восточном Памире, территории Гималаев, Южном Тибете юра представлена геосинклинальными карбонатными и терригенно-карбонатными толщами. Только в её верхних частях (кимериджский и титонский ярусы) появляются континентальные красноцветные обломочные отложения, отвечающие позднекиммерийскому орогенному этапу.

В индонезийской части Мезотетиса в юрское время был морской режим, и накапливались глинистые и песчано-глинистые осадки мощностью до 1 км, которые к северо-западу замещались терригенно-карбонатными. На юге Таиланда и севере Суматры возникла вулканическая дуга, которая с юго-запада и юго-востока ограничивалась областью накопления глубоководных кремнистых глин. К востоку они замещаются песчано-глинистыми турбитидами мощностью до 2 км.

В меловом периоде Средиземноморский подвижный пояс разделялся на три геосинклинальных области: Альпийско-Гималайскую (Южная Европа, побережье Северной Африки, Малая Азия, Гималаи), Восточно-Азиатскую (Юго-Восточный Памир, Центральный Тибет, Малакка, Индокитай) и Индонезийскую (Индонезия, Бирма, часть Филиппин). В наиболее изученной западной части Альпийско-Гималайской области в меловом периоде обособляются три зоны: внутренняя с эвгеосинклинальными прогибами (Альпы, Динариды, Тавр, Понтийские горы, Малый Кавказ) и две внешние с миогеосинклинальными прогибами – северная (Пиренеи, Северные Альпы, Карпаты, Горный Крым, Большой Кавказ, Копетдаг) и южная – (Северный Атлас, Андалузские горы, Южные Альпы, восточное побережье Адриатического моря, южные склоны Восточного Тавра, горы Загрос). Эти зоны разделяются крупными срединными массивами – Родопским, Сербско-Македонским, массивами Анатолии, Ирана, Афганистана.

В начале раннего мела в пределах пояса продолжаются деформации, поднятия и гранитоидный магматизм начавшейся в конце юры позднекиммерийской эпохи тектонической активности. Она проявляется на пространстве от Балканского полуострова до восточной и юго-восточной окраин современного Азиатского материка. Это Крым, Кавказ, особенно Памир, Тибет и центральные районы Индокитая. Поднятия и отчасти деформации здесь вышли за пределы океана Тетис и его непосредственного обрамления и распространились к северу и востоку. Они охватили обе Китайские платформы, где соответствующий диастрофизм известен под названием яньшаньского, и вызвали здесь складчатые деформации чехла и внедрение гранитов.

Во второй половине раннего мела начинает нарастать новая волна эндогенной активности, которая достигла своей кульминации уже в начале позднего мела. Соответствующая тектоническая фаза получила в Европе название австрийской, на других континентах она именуется по-другому. Деформациями этой эпохи, включая образование шарьяжей, в Альпийско-Гималайской области были затронуты Восточные Альпы, Карпаты, Балканы, Крым. Сам Мезотетис в раннемеловую эпоху расширялся. Здесь заложился ряд прогибов, в которых накапливались глубоководные осадки, среди которых присутствуют радиоляриты, известковистые глины, флиш, подводные базальты. В шельфовой части формировались известковые осадки (рис.12.18). На срединных массивах в Анатолии, в Тавре, Иране образовались карбонатные платформы. Постепенно глубины морей уменьшались, и альбе наступила регрессия. Этому времени соответствует усиленное выветривание на суше и образование бокситов на островах Мезотетиса и прилегающей к нему с севера суши. В глубоководной части пассивной окраины Гондваны, в Загросе, отлагались

карбонатные турбитиды. В Центральном Афганистане в прогибе развит офиолитовый комплекс, который несогласно перекрывает грубообломочная толща. В пределах Тибета преобладали континентальные обстановки. Возвышенные денудационные поверхности разделялись областями наземного осадконакопления, в пределах которых накапливались угленосные толщи.

Во второй половине позднего мела активные тектонические движения продолжались в пределах орогена Центральной и Юго-Восточной Азии. В многочисленных крупных впадинах отлагались озерно-аллювиальные пески, глины, карбонаты и даже эвапориты. Часть флишевых прогибов Средиземноморского пояса в позднемеловое время развивалась унаследовано. К их числу относятся Бетско-Рифский, Бискайско-Пиренейский, Австро-Альпийский, Карпато-Балканский, Большекавказский. Возникли новые флишевые бассейны – Сицилийско-Калабрийский и Лигурийский. В ряде мест наряду с флишем отлагались глубоководные известняки, мергели и формировались подводно-обвальные образования (олистостромы). В пределах Южных Альп и во внутренних массивах Карпато-Балканской области накапливались мелководные, частично угленосные осадки. В Юго-Западной Азии располагалась система вулканических и рифовых прогибов с щелочными и рифтовыми комплексами. Базальты, андезиты, риолиты, туфы, глины, пески, конгломераты, радиоляриты, известняки, мергели в разных сочетаниях слагают серии, которые свидетельствуют о существовании то мелководных, то глубоководных условий.

В Закавказье, Анатолидах, Тавридах, в Афганистане и на примыкающем к ним Аравийском полуострове в условиях глубокого шельфа отлагались карбонаты и черные битуминозные глины. На южной окраине Тибета произошла регрессия. В мелководных бассейнах отлагались карбонатные и терригенно-карбонатные, а временами и континентальные обломочные толщи, напоминающие молассы. На южной окраине существовала вулканическая дуга, которая являлась продолжением Афгано-Пакистанской. Мощность андезитов и терригенно-карбонатных толщ в пределах дуги достигала 1,5 км. В западной части Мьянмы и на Андаманских островах в составе офиолитов присутствуют пачки известняков, накопившихся в глубоководных условиях. Вместе с ними известны радиоляриты, яшмы и базальты. Область краевого моря в восточном направлении сменяется мелководьем, где отлагались терригенно-карбонатные толщи.

Таким образом, в мезозойской истории Средиземноморского подвижного пояса устанавливается несколько тектонических этапов развития. Первый из них платформенный

– выравнивание герцинских гор в раннем и среднем триасе. В позднем триасе-ранней юре заложились ранние прогибы, которые в восточной части пояса заполнились осадками, замкнулись и превратились в горные сооружения в раннекиммерийскую фазу складчатости к средней юре. Позднекиммерийская, наиболее интенсивная фаза складчатости, начавшаяся в поздней юре и закончившаяся в раннем мелу, привела к образованию Тибетско-Индокитайской горной страны. В самом начале позднего мела в европейской части пояса проявилась австрийская фаза складчатости, деформациями которой, включая шарьяжи, были затронуты Восточные Альпы, Карпаты, Балканы, Крым. В позднемеловое время образовались поздние прогибы, заполнявшиеся терригенно-карбонатным флишем и вулканогеннно-осадочными толщами.

Тихоокеанский подвижный пояс состоял из Западно-Тихоокеанской и Восточно-Тихоокеанской областей. Первая протягивается от северо-восточных районов России вдоль тихоокеанского побережья до Новой Зеландии и Тасмании, вторая включает Кордильеры и Анды.

Западно-Тихоокеанская область. На Северо-Востоке Азии известны самые мощные в мире выходы на земную поверхность морских триасовых отложений общей мощностью 7-7,5 км, где они представлены всеми тремя отделами, входящими в состав верхоянского комплекса. Это преимущественно аргиллиты и алевролиты с прослоями песчаников. Но основание триасового разреза (400 м) слагают песчаники, туфопесчаники и туфоалевролиты. Отложения прекрасно охарактеризованы остатками цератитов, двустворок и брахиопод, позволяющих проводить ярусное и зональное расчленение триасовых образований. Такая мощная толща однообразных терригенных осадков могла накопиться только при интенсивном прогибании территории и сносе большого объема осадочного материала с прилегающих территорий и островов.

На востоке территории, отделенной от западной миогеосинклинальной зоны Омолоно-Колымским массивом, в Анюйско-Чукотском прогибе, происходило накопление преимущественно вулканогенных пород большой (до 8 км) мощности. В пределах же массива мощность триасовых пород сокращена до 1 км, и там, в значительной мере, формировались карбонатные породы.

Предполагается, что в триасе вдоль активных тихоокеанских окраин Азии Индонезии и Филиппин существовали глубоководные прогибы, задуговые моря и вулканические пояса, где происходило формирование осадочно-вулканогенных толщ.

В юрское время существовали два геосинклинальных прогиба – Яно-Колымский и Анюйско-Чукотский, разделенные Омолоно-Колымским срединным массивом (рис. 12.19, 20). На протяжении ранней и средней юры здесь с триаса продолжалось накопление морских терригенных образований. Вулканизм в прогибах проявился слабо, но по окраинам Омолоно-Колымского массива – широко. На нем формировались вулканиты среднего, основного и кислого составов, а в промежутках между извержениями отлагались песчано-глинистые толщи. В поздней юре осадконакопление прерывается складчатостью (невадийская фаза), которая сопровождается внедрением кислых интрузий. Формируется поднятие Верхоянского хребта, а в раннем мелу верхоянская или колымская фаза складчатости приводит к завершению горообрзовательных процессов. На границе с Сибирской платформой закладывается Предверхоянский краевой прогиб. Почти одновременно образовались межгорные впадины, где накапливались континентальные вулканогенные и угленосные формации.

В начале мелового периода продолжается рост поднятий, возникших еще в юре. Заполняется молассой Предверхоянский краевой прогиб, развиваются межгорные впадины на Омолоно-Колымском срединном массиве, где накапливается угленосная моласса. Во второй половине раннего мела отмечается колымская фаза складчатости, носящая глыбовый характер. С ней связано внедрение кислых интрузий и образование рудных месторождений. В конце раннего мела море покидает Верхояно-Чукотскую зону.

Главным событием юрского времени было начало формирования вулканоплутонического пояса вдоль современного юго-восточного побережья Китая и на юго-востоке Вьетнама. Сохраняет свою активность в пределах Новой Каледонии и Новой Зеландии краевой вулканоплутонический пояс Австралии. На крайнем северо-западе современного Тихоокеанского кольца, в Корякии и на северо-западном побережье Охотского моря, а также в Северных Андах продолжают существовать или возникают энсиматические дуги с окраинными морями в их тылу. На крайнем юге западной периферии Тихого океана позднекиммерийский орогенез интенсивно проявился на Новой Зеландии, где он получил название «орогенеза Рангитата».

В меловое время отмечается интенсивное проявление деформаций и гранитообразование на Японских островах, юге Кореи, юго-востоке Китая и Вьетнама, на западе Филиппинского архипелага. Во второй половине раннего мела на огромном пространстве от Чукотки до Калимантана сформировался мощный Восточно-Азиатский вулканоплутонический пояс. Его северным звеном является Охотско-Чукотский прогиб, продолжавшийся через Берингово море на Аляску.

Верхояно-Чукотский ороген на юге смыкается с орогенами Центральной и Юго-Восточной Азии. В их межгорных впадинах накапливались угленосные толщи и происходили интенсивные излияния базальтов. Вулканические цепи Хингано-Буреинского массива и Иншань-Яньшаньской зоны являлись продолжением Охотско-Чукотского пояса, который в южном направлении простирался в Японию, Корею, Юго-Восточный Китай и во Вьетнам. Вулканиты этого Восточно-Азиатского пояса представлены дацитами и андезитами, реже базальтами и туфами. Они ассоциируют со слабоугленосными отложениями озерного и аллювиально-дельтового происхождения.

К востоку от вулканического пояса на юго-востоке Японских островов возник прогиб, в котором мощность флиша превышает 7 км. Прогиб протягивался через остров Хоккайдо, запад Сахалина и Сихотэ-Алинь и далее на восток до Охотско-Чукотского пояса. Флишевая толща подстилается вулканитами основного состава. Встречаются андезиты, туфы среднего и кислого составов, а также конгломераты и песчано-глинистые отложения с углями. Глубоководные отложения существовали на западе Корякско-Камчатской области и Курилах. Здесь образовались подводные базальты и кремнистые серии океанского типа с участием терригенных пород.

В Восточно-Тихоокеанской области более отчетливо, чем в Западно-Тихоокеанской, в триасе устанавливается присутствие вулканических дуг и отгороженных ими окраинных морей. В Кордильерской области преобладало прогибание территории и активная вулканическая деятельность. Здесь в морских условиях эвгеосинклинальной зоны накопилась многокилометровая толща терригенных, кремнистых и вулканогенных осадков. Миогеосинклинальные разрезы распространены восточнее – в Скалистых горах, где в составе триасовых отложений преобладают морские терригенные и карбонатные породы.

Андийская область в результате герцинского орогенеза в раннем и среднем триасе представляла гористую сушу, однако, в позднем триасе здесь заложились прогибы и вулканические пояса. Вдоль западных зон Анд отмечается вулканическая деятельность с накоплением вулканогенно-осадочных толщ. В тылу вулканических поясов протягиваются прогибы, заполненные континентальными осадками. Подобная ситуация отмечается в Австралии. В Южных Андах проявился раннекиммерийский орогенез, сопровождавшийся известково-щелочным магматизмом.

В юре в Кордильерской области,на североамериканской территории Тихоокеанского подвижного пояса выделяются эвгеосинклинальная (Западные Кордильеры) и миогеосинклинальная (Скалистые горы) зоны (рис. 12.21). В эвгеосинклинальной зоне в условиях интенсивного прогибания отложились мощные толщи морских терригенных и кремнистых образований геттанг-кимериджского возраста, шаровые лавы и туфы среднего и основного состава. Мощность только нижне- и среднеюрских пород в Сьерра-Неваде свыше 6 км. В конце периода здесь проявилась невадийская фаза складчатости. Она явилась причиной углового несогласия между кимериджскими и титонскими отложениями. Складчатость сопровождалась опрокидыванием складок, значительными надвигами, внедрением крупных гранитных батолитов. После невадийской орогении область геосинклинального осадконакопления сместилась к западу – в район современных Береговых хребтов.

В Южных Андах юрские складкообразовательные движения начались еще в кимериджское время (арауканский орогенез) и протекали одновременно с превращением вулканической дуги в краевой наземный вулканический пояс. Он формируется на Кордильерской окраине Северной Америки, на всем пространстве от Аляски до Мексики и в южной половине Анд. Особенно яркое выражение невадский орогенез нашел в западных зонах Кордильер, где был сформирован вулканоплутонический комплекс, включающий ряд гранитных батолитов, в том числе знаменитый батолит Сьерры-Невады. В Андах продолжалось развитие уже ранее сформированного вулканно-плутонического пояса в южной половине Анд, с продолжением на Антарктическом полуострове.

Здесь в апте и альбе образовался новый краевой бассейн, в котором накапливался офиолитовый комплекс, толщи кремнистых и граувакковых образований. Вулканиты представлены толеитовыми базальтами и реже андезитобазальтами. Центральный Перуанско-Чилийско-Аргентинский пояс после позднеюрской трансгрессии испытывает погружения. Вначале формируются песчаные континентальные, а затем сублиторальные терригенные толщи. Островодужный магматизм после кратковременного затишья вновь возобновился в апте и альбе. Альбская трансгрессия перекрыла поднятие в пределах Главной Кордильеры, Высокого плато и Восточной Кордильеры.

В позднемеловое время (сенон) в Центральных Андах отмечается перуанский орогенез и поднятие территории. В Северных Андах еще сохраняются условия вулканических дуг и окраинных морей, но конце мела здесь поднятие и образование гранитных батолитов. На крайнем юге, в Маггелановом сегменте, переход к орогенному этапу развития происходит в кампанский век, когда флиш сменяется молассой. Орогенное развитие продолжается и в Антарктандах, судя по накоплению моласс и магматизму.

В Мексике и Центральной Америке молассы начали накапливаться в самом конце мела. По сравнению с ранним мелом сокращаются объемы и площади эвапоритонакопления, которое происходило по периферии глубоководного Мексиканского бассейна. Постепенно снижается объем карбонатонакопления. Известняки сменяются песчано-глинистыми осадками, а затем грубыми молассами. Осадконакопление в прогибах сопровождалось излияниями базальтов. Постепенно снижается активность подводного вулканизма в Кордильерах. Дуга Больших Антильских островов после интенсивного вулканизма испытывает общее воздымание в кампане – маастрихте. Затем вулканическая деятельность затухает и начинается накопление моласс. Поднятия в Кордильерах сопровождались внедрениями гранитных плутонов.

Таким образом, к началу раннего мела Тихоокеанский подвижный пояс по кольцу был окружен геосинклинальными областями. События позднекиммерийской эпохи орогенеза сыграли большую роль в развитии и становлении тектонических структур этого пояса. Именно в эту эпоху в основном сложилась современная структура Верхояно-Чукотской области, большей части Сихотэ-Алиня, Северо-Американских Кордильер.

На границе мела и палеогена на значительных территориях Тихоокеанского пояса проявился ларамийский орогенез, приведший к окончательному превращению в горные сооружения значительные площади по обе стороны Пацифики. Позднемеловые тектонические движения имели глыбовый характер и сопровождались внедрением гранитных батолитов и интрузий основного и ультраосновного состава повышенной щелочности.