В. М. Цейслер Основы региональной геотектоники

Подвижные (складчатые геосинклинальные) пояса на континентах разделяют древние платформы. Они составляют внутренние части материков или их окраины, образованные сложно дислоцированными комплексами верхнего докембрия - фанерозоя, нередко метаморфизованными, испытавшими гранитизацию. Складчатые пояса - это площади, в пределах которых процессы формирования и деструкции земной коры не завершились в раннем докембрии, а продолжались на разных этапах позднего докембрия - фанерозоя.

Внутри поясов выделяются крупные блоки коры раннедокембрийского возраста, сложенные гнейсовыми комплексами, перекрытыми чехлом палеозойских и мезозойских отложений. Это так называемые микрократоны, срединные массивы, наличие которых в краевых и внутренних частях поясов свидетельствует, что пояса, поглотили части былых кратонов и их современные границы вторичны. Кроме того, в пределах складчатых поясов установлено множество зон с набором пород, характерным для современной коры океанов (ультрабазиты, базальты, габбро, кремнистые породы), из чего следует, что в позднем протерозое - фанерозое части современных континентов были разобщены прогибами с корой океанического типа (рис.14). Были эти прогибы настоящими океанами или относительно узкими рифтовыми зонами - трогами с корой океанского типа - вопрос достаточно спорный и широко дискутируется.

К главным подвижным (складчатым) поясам относятся: Тихоокеанский, охватывающий складчатые сооружения Евразиатского, Австралийского, Южно- и Северо-Американского материков и их окраин, а также Антарктиды восточнее Сибирской, Китайско-Корейской, Австралийской. Антарктической и западнее Северо- и Южно-Американской платформ (см. рис. 1). Это гигантская структура, опоясывающая впадину Тихого океана.

Все известные складчатые пояса заложились в рифее в результате деструкции коры единого материкового блока – Пангеи. Завершение активного прогибания и превращение их в складчатые области происходило в разное время. Можно выделить две группы поясов. Первая группа объединяет пояса, в пределах которых к началу мезозоя процессы деструкции и новообразования материковой коры полностью прекратились и они целиком превратились в молодые платформы. В новейший этап они в той или иной степени охваченны орогенными процессами. Это Атлантический, Урало-Монгольский и частично Арктический пояса.

Рис. 14. Древние континентальные блоки и офиолитовые пояса Азии, (по В.Е.Хаину, Ю.Г.Гатинскому).

1-3 - древние кратоны, включая миогеосинклинальные зоны обрамления и более мелкие, преимущественно допозднерифейские континентальные фрагменты (микроконтиненты, срединные массивы): 1 - лавразийского, 2 - гондванского,

3 - тихоокеанского ряда; 4 - внешние границы миогеосинклинальных зон;

5-9 - главнейшие офиолитовые пояса и зоны тектонического меланжа:

5 - позднемеловые и кайнозойские, 6 - пермско-ранне-среднемезозойские, 7 - средне-позднепалеозойские,

8 - ранне-среднепалеозойские, иногда вместе с позднерифейско-вендскими,

9 - разновозрастные; древние платформы (кратоны): ААП - Африкано-Аравийская, АП - Австралийская, ВЕП - Восточно-Европейская, ИП - Индостанская, ККП - Китайско-Корейская, СП - Сибирская, ПЯ - Янцзы; массивы: БВМ - Байкало-Витимский, ДЖ - Джунгария, ЗБ - Западно-Бирманский, ЗБМ - Зейско-Буреинский, ЗМ - Закавказский, И - Индосиния (вместе с Западным Калимантаном), КМ - Карский, КОМ - Колымский, КСТМ - Казахстано-Северо-Тянь-Шаньский, ЛМ - Лутский, О - Охотия (Центральноохотский), ОМ - Омолонский, ОхМ - Охотский, С - Синобирмания (вместе с Северо-Восточной Суматрой), СВМ - Северо-Вьетнамский (Вьетбакский), СДБ – Сырдарьинский, СММ - Северо-Монгольский, СТ - Северный Тибет, Т - Тарим, ТММ - Тувино-Монгольский, Х - Хида, Ц - Цайдам, ЦАМ - Центрально-Афганский, ЧМ - Чукотский, ЮТ – Южный Тибет.

Вторая группа поясов характеризуется наличием областей, которые можно рассматривать в качестве современных геосинклинальных систем на разных этапах их развития. Это Тихоокеанский и Средиземноморский (частично) пояса.

Подвижные пояса состоят из участков, в разное время завершивших геосинклинальное развитие, т.е. из разновозрастных складчатых областей (байкальских, салаирских, каледонских, киммерийских и т.д.). Индивидуальные черты развития отдельных частей областей позволяют выделять в их составе складчатые системы.

На всем протяжении границами пояса являются глубинные разломы. В ряде мест вдоль границ сформированы краевые прогибы. Так, система впадин с верхнепалеозойской молассой Предуральского краевого прогиба отделяет структуры пояса от Восточноевропейской платформы. Имеется точка зрения о наличии прогиба с вендской молассой в Притиманье. Впадины с вендской молассой сформировались по границе пояса с Сибирской платформой. Граничные разломы - это или протяженные линейные зоны (Гиссаро-Мангышлакский разлом) или системы кулисообразных разломов, имеющие в плане пилообразный вид (северное ограничение Таримского массива и восточное – Хингано-Буреинского массива).

С конца палеозоя - начала мезозоя Урало-Монгольский пояс, спаявший северные древние платформы Евразиатского материка, превратился в молодую платформу. Западная часть пояса в мезозое и кайнозое испытала общее прогибание и оказалась перекрытой на большом пространстве мезозойско-кайнозойским платформенным чехлом (Западно-Сибирская и Тимано-Печорская плиты, северная часть Туранской плиты). Восточную часть пояса, неоднократно испытавшую процессы повторной тектоно-магматической активизации, по аналогии с древними платформами можно рассматривать в качестве единого Центрально-Азиатского щита. В его пределах платформенный чехол распространен в изолированных впадинах типа синеклиз (Джунгарская, Цайдамская, Сунляо, Амуро-3ейская). Кроме того, в пределах пояса, известно множество впадин с кайнозойской молассой, наложенных на. разновозрастные и разнотипные структурные элементы (Ферганская, Нарынская, Алакольская, Зайсанская). Некоторые из впадин представляют собой современные внутриконтинентальные рифты (Байкальский). Неоген-четвертичная активизация привела к формированию резко расчлененного горного рельефа на территории восточной. части Урало-Монгольского пояса. Здесь расположены высокогорные хребты Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Внутренней Монголии, Байкальской горной области, Тукурингра.- Джагды, нагорье Сангилен, Большого и Малого Хинганов и др.

В целом Урало-Монгольский п. представляет собой очень сложную структуру, возникшую, по-видимому, в раннем - среднем рифее в результате деструкции материковой коры дорифейского панплатформенного массива. Остатки дорифейской континентальной коры в виде крупных блоков срединных массивов и узких клиньев, выведенных на поверхность в антиклинорных зонах, известны в разновозрастных складчатых сооружениях пояса. Крупные массивы присутствуют среди палеозойских складчатых сооружений в Казахстане и Тянь-Шане (Кокчетав-Муюнкумский массив), Тувы (Тувино-Монгольский массив), Приохотья (Хингано-Буреинский массив), предполагаются под чехлом плит (Северо-Устюртский, Сырдарьинский, Ханты-Мансийский, Барнаульский и др.). Массивы испытали значительную переработку - их чехольный комплекс нередко смят в складки, прорван палеозойскими гранитами, основание рассечено разломами. Небольшие обособленные блоки дорифейской коры отмечаются в антиклинориях Урала, Тянь-Шаня, Алтае-Саянской области, Байкальской горной области и др.

В пределах Урало-Монгольского пояса, наряду с блоками дорифейской коры известны крупные зоны разломов с выходами офиолитового комплекса (гипербазиты, габброиды, кремнистые породы), которые можно рассматривать в качестве рубцов от прогибов с корой океанического типа. Соответствовали: ли эти прогибы по своим размерам современным океанам - вопрос спорный, хотя вслед за А.В. Пейве ряд исследователей развивают эту точку зрения. Важно, что с момента заложения Урало-Монгольского пояса, в его пределах формировались и отмирали прогибы с глубоководными осадками, накапливавшимися на базальтах и гипербазитах, типичных для океанической коры. В.Е. Хаин убедительно показал, что известные в его пределах офиолиты разновозрастны и, таким образом, формирование прогибов с океанической корой происходило на разных участках пояса не одновременно, а последовательно. Время заложения прогибов с полной деструкцией коры на одних участках пояса (средний - поздний рифей, венд, конец ордовика – силур, средний девон) соответствовало времени формирования гранито-гнейсового слоя на других, поскольку возраст офиолитовых комплексов в целом соответствует возрасту эпох тектогенеза, приведших к последовательному превращению того, что называют геосинклинальным поясом в складчатый пояс.

Тектоническое районирование пояса по возрасту главной складчатости позволяет выделить в его пределах области байкальской, салаирской, каледонской и герцинской складчатости. Некоторые из них имеют переходные черты и выделяются в качестве байкало-салаирских, каледоно-герцинских, герцинско-раннемезозойских складчатых систем.

Расположение разновозрастных складчатых областей в пределах пояса позволяет говорить об общем симметричном его строении в северной и центральной частях. Его внешние зоны на западе (Тимано-Печорская область) и востоке (Саяно-Енисейская область) образованы складчатыми сооружениями байкальского и салаирского возраста. Центральная часть пояса представлена, чередованием каледонских (Центральный Казахстан - Северный Тянь-Шань), каледоно-герцанских (Чингиз, Алтае-Салаирская система, Срединный Тянь-Шянь) и собственно герцинских (Южный Тянь-Шань, Рудный Алтай, Джунгаро-Балхашская система и др.). При этом в осевой зоне пояса расположена одна из наиболее молодых герцинских систем – Иртышско-3айсанская. В вост. части пояс имеет асимметричное строение. Наиболее древние складчатые системы как бы сдвинуты к северу и занимают большое пространство вместе со срединными массивами. Герцинские сооружения Южно-Монгольской системы приближены к южной окраине пояса.

В строении байкальских и каледонских систем обычно выделяются внешние (миогеосинклинальные) и внутренние (эвгеосинклинальные) зоны. Первые, как известно, формировались за счет прогибов на коре континентального типа, вторые - на коре океанического или переходного типов. Обычно для внутренних зон, так называемых байкалид, завершающими процессами складчатости и гранитообразования были позднекембрийские, т.е. салаирские. Последние активно проявились почти на всей территории Урало-Монгольского пояса. Салаирская складчатость проявилась на массивах и в областях, которые принято относить к байкалидам. Ее проявление устанавливается на территории, занятой ныне герцинскими и каледонскими системами (Урал, Тянь-Шань, Алтай).

Среди каледонских складчатых сооружений в пределах пояса выделяются две области разного типа: Казахстано-Киргизская с ее продолжением в Китай и Алтае-Тувинская. Казахстано-Киргизская, сформировавшаяся в значительной мере при раздроблении дорифейского массива, по отношению к окружающим структурам, является областъю ранней консолидации среди герцинид, Алтае-Тувинская - остаточным прогибом внутри области салаирской складчатости. Это в значительной мере определяет характер сформировавшихся в их пределах более поздних средне-верхнепалеозойских структур - наложенных впадин в первом случае и унаследованных прогибов во втором.

Участки пояса, испытавшие общую стабилизацию к началу палеозоя или концу раннего палеозоя (байкалиды - каледониды) в среднем палеозое по отношению к герцинским системам выступали в качестве срединных или краевых массивов, наростивших древние платформы. В пределах этих массивов в течение среднего и позднего палеозоя формировались крупные впадины, заполненные молассоидными, нередко вулканогенно-обломочными формациями среднего-низов верхнего девона, чехольными карбонатными и карбонатно-терригенными формациями фамена-визе и обломочными молассовыми формациями верхнего палеозоя.

Рис. 15. Схема тектонического районирования Урало-Монгольского пояса (по В.Б.Караулову).

А - для мезозоя - кайнозоя (платформенный этап), Б - для конца палеозоя (фундамент молодой платформы); 1-3 - смежные структуры: 1 - древняя платформа,

2 - Средиземноморский пояс, 3 - Тихоокеанский пояс; 4-9 - разновозрастные складчатые сооружения: 4 - дорифейские, переработанные байкальскими движениями, 5 - байкальские и салаирские нерасчлененные, 6 - байкальские, 7 - каледонские,

8 - герцинские, 9 - позднепалеозойские - раннемезозойские; 10 - границы Урало-Монгольского пояса; 11 - плиты, синеклизы и впадины молодой платформы. На «А» -выступы фундамента: У - Уральский, КТ - Казахстанско-Тяньшаньский, АС - Алтае-Саянский, Б - Байкальский, МО - Монголо-Охотский; плиты: ТП - Тимано-Печерская, ЗС - Западно-Сибирская, СТ - Северо-Туранская; синеклизы и впадины: Д -Джунгарская, ТХ - Турфан-Хамийская, ТЦ - Тамцабская, АЗ - Амуро-Зейская -, С - Сунляо; на «Б» крупнейшие срединные и краевые массивы: ТП - Тимано-Печерский, ЗС - Центральный Западно-Сибирский, ЕТ - Енисейско-Таймырский, СУ - Северо-Устюртский, КТ - Казахстано-Тяньшанский, ЮС - Южной Сибири и Северной Монголии, Д - Джунгарский, Б - Бейшаньский, ХБ - Хингано-Буреинский; герцинские складчатые системы (цифры в кружках): 1 - Западно-Уральская, 2 - Урало-Казахстанская, 3 - Срединного Тянь-Шаня, 4 - Восточного Тянь-Шаня, 5 - Чингиз-Тарбагатайская, 6 - Салымская, 7 - Томь-Колыванская, 8 - Иртышско-Зайсанская, 9 - Алтае-Саянская, 10 - Монголо-Забайкальская, 11 - Амуро-Охотская.
В целом этот комплекс имеет сложное строение. Он заполняет впадины на каледонидах, салаиридах, байкалидах и в краевых частях древних платформ. По объему он соответствует всему герцинскому циклу, отвечая эпохе рифтообразования, накоплению чехольных отложений и эпохе формирования орогенных впадин в смежных герцинских системах. Характерно, что с заложением герцинских систем прогибов было связано формирование по краю каледонского массива раннедевонского окраинного вулканического пояса в Казахстане. В позднем палеозое вулканический пояс формировался на герцинских структурах.

Деструкция коры и активные прогибания в начале мезозоя характерны для территории Урала, Джунгаро-Балхашской, Иртышско-Зайсанской и Монголо-Охотской складчатых областей. В пределах последней формировалось множество юрско-меловых впадин, активно проявлен мезозойский магматизм, что дает основание некоторым исследователям здесь выделять мезозоиды.

Реликты структур Северо-Атлантического пояса, наблюдаются по обе стороны Атлантического океана (рис. 17). Складчатые структуры пояса окаймляют с востока Северо-Американскую платформу (каледониды восточного побережья Гренландии и Северных Аппалачей, герцинские структуры Южных Аппалачей) и с северо-запада - Восточно-Европейскую платформу (каледониды Шпицбергена, Скандинавии, Британии). По Б.Харланду в этой зоне в раннем палеозое существовал бассейн океанического типа - Япетус. Осевая зона бассейна, предполагается в западной части Шпицбергена и Скандинавских гор, в Озерном районе Северной Англии, в центре о-ва Ньюфаундленд и в зоне Пидмонта Северных Аппалачей.

В строении пояса устанавливается отчетливая симметрия, выраженная в том, что пояс окаймлен зонами гренвильской тектоно-магматической активизации на востоке Северо-Американской и на западе Восточно-Европейской платформ, в зеркально симметричном размещении типов разрезов нижнего палеозоя и в надвигании структур по обе стороны от осевой части пояса. На большой части площади пояс образован структурами каледонскими и только на юго-западе возраст складчатости омолаживается и становится герцинским.

Для Шпицбергена характерны умеренно складчатые терригенно-карбонатные (рифей) и карбонатные (кембрий - ордовик) толщи шельфового типа, прорванные гранитами. Они перекрыты красноцветной девонской молассой, на которой несогласно залегает верхнепалеозойско-мезозойский платформенный чехол.

Западнее пояс протягивается в скандинавские каледониды, где выделяется внешняя зона, напоминающая структуры Шпицбергена, и внутренняя зона с офиолитами, терригенно-вулканогенными отложениями ордовика и силура. Считается, что структура скандинавских каледонид - это серия покровов, перекрывающих краевую часть Балтийского щита. В ряде тектонических окон внутри каледонид выступают метаморфические комплексы фундамента платформы.

По другую сторону Атлантики на Восточно-Гренландском побережье расположены симметрично построенные структуры каледонид, напоминающие по типам разрезов Шпицберген и образующие систему складчатых покровов, надвинутых в сторону Канадско-Гренландского щита. Продолжением этих структур служат складчатые сооружения северных Аппалачей, примыкающие по разлому к юго-восточному краю Канадско-Гренландского щита. В Северных Аппалачах мощные терригенно-вулканогенные комплексы кембрия - ордовика с офиолитами частично перекрывают по надвигу миогеосинклинальную зону. Девонские молассы выполняют наложенные впадины. Отложения карбона и перми слагают чехольный комплекс.

Рис. 17. Сходство контуров материков северной Африки, Европы, Северной Америки по изобате 580 м, (по Э.Булларду).

1 - участки зияния океанического дна; 2 - участки перекрытия краев материков; 3 - границы платформ (а) и складчатых областей (б); 4 - подножие континентального склона; Г - герциниды, К - каледониды, А - альпиды

В южных Аппалачах складчатый миогеосинклинальный комплекс (кембрий - нижний карбон) широко распространен. По внешнему его краю сформирован краевой прогиб с верхнепалеозойской угленосной молассой. Эвгеосинклинальная зона (Пидмонт) отделена от миогеосинклинальной антиклинорием Голубых Гор с выходами рифея. В целом складчато-покровная структура Южных Аппалачей образовалась в конце палеозоя и в западном направлении погружается под мезозойско-кайнозойский чехол впадины Мексиканского залива.

В пределах Британских островов в строении каледонид можно наблюдать полное сечение Северо-Атлантического пояса от Гебридских островов и плато Роколл, которые рассматриваются как отторженцы склона Канадско-Гренландского щита, до массива английского Мидленда, представлявшего собой юго-западный выступ Восточно-Европейской платформы (рис. 18).

Центральная, эвгеосинклинальная часть пояса, с офиолитами, глубоководными вулканогенно-сланцевыми отложениями ордовика и силура соответствует зоне Южных нагорий Шотландии и Озерного района Северной Англии, северная миогеосинклинальная зона - структурам Северо-Шотландского нагорья, южная - Уэльсу. Девонские молассы заполняют грабен Средней долины Шотландии. Во внешних зонах шельфовые отложения нижнего палеозоя залегают с угловым несогласием на складчатых структурах рифея.

Рис. 18. Каледониды Британских островов. (По Б.А.Штурту и др., упрощенно).

Западнее палеозоиды Иннуитской системы скрываются под водами моря Бофорта и, по-видимому, продолжаются позднемезозойскими складчатыми структурами Северной Аляски – складчатой системой хребта Брукса, ограниченной с юга Юконским срединным массивом. Этот массив может быть реликтом крупного подвергнувшегося деструкции континентального блока, скрытого под Беринговым морем и разделявшего складчатые сооружения Арктического и Тихоокеанского подвижных поясов. Несомненна связь между мезозойскими складчатыми структурами Северной Аляски и Чукотского полуострова. Последние входят в состав Анюйско-Чукотской складчатой системы, ограниченной с юга Колымо-Омолонским срединным массивом с раннедокембрийским основанием. Западное продолжение Анюйско-Чукотской системы (Новосибирско-Чукотская система) скрывается под чехлом эпимезозойской плиты, занимающей Яно-Колымскую низменность и шельф Восточно-Сибирского моря и моря Лаптевых. Особое положение занимает Яно-Колымская ветвь Верхояно-Чукотской складчатой области, расположенная между Колымо-Омолонским массивом и древней Сибирской платформой. Не относясь формально ни к Арктическому, ни к Тихоокеанскому поясам, она может рассматриваться как связующая их перемычка, образовавшаяся в позднем палеозое и мезозое в результате деструкции северо-восточного продолжения Сибирского кратона.

К северу от Сибирской древней платформы располагается Таймырская складчатая система, являющаяся следующим отрезком Арктического пояса. Байкалиды и салаириды Северного Таймыра были перекрыты платформенным чехлом, деформированным в результате раннемезозойской складчатости. Самым западным звеном этого пояса можно считать ранние киммериды Новой Земли, постепенно переходящие в герциниды Урало-Монгольского подвижного пояса.

Таким образом, Арктический пояс представляет собой незамкнутое кольцо мезозойских, палеозойских и более древних складчатых структур, окруженных древними платформами и более мелкими континентальными массивами, внутри которого в центральных частях Арктического бассейна также сохранились реликты древней гипотетической Гиперборейской платформы. По мнению составителей Международной тектонической карты Мира (1980) к реликтам этой платформы могут относиться северо-восточная часть Новосибирских островов, северная часть шельфа Восточно-Сибирского и Чукотского морей, Чукотское плато и поднятие Менделеева. В мезозое и кайнозое эта платформа подверглась деструкции с образованием глубоководных котловин и рифтовых зон.

На всем протяжении Средиземноморский пояс отделяет платформы лавразийской группы от платформ Гондваны. В центральной части Евразиатского материка структуры Средиземноморского пояса соприкасаются с расположенными севернее структурами Урало-Монгольского пояса, восточнее их разделяет Таримский массив - западное продолжение Китайско-Корейской платформы. На западе структуры Средиземноморского пояса обрезаны впадиной Атлантического океана, на востоке они сочленяются с Тихоокеанским поясом. Особенностью Средиземноморского пояса, является наличие впадин внутренних морей на западе, а также глубоководных желобов и островных дуг на востоке, в зоне его сочленения с Тихоокеанским поясом.

В строении Средиземноморского пояса (рис.19) выделяются площади двух типов - молодые эпипалеозойские платформы и мезозойско-кайнозойские (киммерийские и альпийские) геосинклинальные складчатые системы. Молодые платформы занимают внешние периферические зоны пояса и наиболее полно выражены в западной части. В восточной части пояса наряду с альпийскими геосинклинальными системами важную роль играют мезозойские (киммерийские, индосинийские) складчатые системы (Тибет, Памир, Индосинийский п-ов, Малакка). В строении Средиземноморского пояса повсеместно выделяются три разновозрастные комплекса - допалеозойский, палеозойский, мезозойско-кайнозойский.

Допалеозойский комплекс, местами включающий кембрийские отложения, выходит на поверхность в ярдах крупных антиклинорных структур, на приподнятых срединных массивах, вскрыт в фундаменте некоторых плит. Обычно это метаморфические геосинклинальные верхнепротерозойские серии, но местами они включают блоки дорифейского основания. Палеозойский комплекс выражен по-разному, В одних районах это сложно складчатые геосинклинальные формации, в других – полого залегающие чехольные, перекрывающие складчатый допалеозойский фундамент. Также неоднороден по тектоническому выражению мезозойско-кайнозойский комплекс. На северной и южной периферии пояса на молодых эпипалеозойских платформах он образован чехольными отложениями. Нередко мезозойско-кайнозойские отложения на некоторых участках центральной зоны пояса выражены чехольными образованиями (на массивах), однако в целом на этой территории они представлены геосинклинальными формациями в том или ином объеме, что позволяет рассматривать центральную зону Средиземноморского пояса в качестве Альпийской геосинклинальной области (рис .20).

Рис. 19. Структурная схема Средиземноморского пояса.

1 - древние платформы: 1 - Африкано-Аравийская, 2 - Восточно-Европейская

3 -Индостанская, 4 - Таримскмй массив; 2 - внешние зоны пояса - эпипалеозойские платформы; 3 - внутренняя зона - область альпийской складчатости; 4 - внешние мегантиклинории; 5 - внешняя граница области альпийской складчатости; 6 - крупнейшие неоген-четвертичные межгорные впадины; 7 - впадины внутренних морей с "безгранитной" корой; 8 - глубоководные желоба; 9 - области мезозойской складчатости; 10 - смежные складчатые геосинклинальные пояса
Наличие по крайней мере трех разновозрастных структурно-формационных комплексов в пределах Средиземноморского пояса служит обоснованием для выделения в его истории развития трех крупных этапов - позднепротерозойского (байкальского, байкало-салаирского), палеозойского (герцинского) и мезозойско-кайнозойского (альпийского). Каждый из этих этапов начинался деструкцией коры, заложением систем прогибов и завершался складчатостью, покрово-гранито- и горообразованием. Горообразование, как это видно на примере новейшего этапа, затронуло области, выходящие далеко за пределы границ пояса.

Историю развития Средиземноморского пояса, обычно тесно связывают с историей трех бассейнов океанического типа: Прототетиса (рифей), Палеотетиса. (палеозой) и Мезотетиса (мезозой). Существование бассейнов с океанической корой подтверждается наличием офиолитовых комплексов, установленных в пределах пояса в разрезе отложений соответствующего возраста. В то же время конец рифея - кембрий, конец палеозоя - начало триаса, а также неоген-четвертичное время - это эпохи, когда блоки древних платформ северного и южного рядов оказывались спаянными складчатыми структурами пояса в единый материк.

Рис. 20. Структурно-формационные комплексы в разновозрастных областях Средиземноморского пояса.

1 - кристаллическое основание; 2-4 - формации: 2 - геосинклинальные, 3 - молассовые,

4 - платформенные; 5 - основные несогласия; 6 - отложения отсутствуют.

Строение и история развития Средиземноморского пояса на последовательных этапах наиболее полно изучены в его Европейском секторе. О конседиментационных структурах рифейского этапа на площади пояса данных мало. Байкальская и салаирская складчатости привели к существенному наращиванию площадей платформ, особенно гондванской группы, в результате чего значительные участки пояса в палеозое характеризовались платформенным режимом тектонических движений (Мизийская плита, часть Среднеевропейской плиты, о6ласти Ирака, Ирана и Афганистана).

В палеозое Европейская часть пояса имела симметричное строение (рис. 21). Его центральная часть была представлена системой крупных срединных массивов – микроконтинентов (Южно-Армориканский, Центрально-Французский, Богемский и др.), которые разделяли две полосы прогибов. Южная полоса прогибов протягивалась через Северную Африку, северная - через северные районы Западной Европы. В наиболее северной зоне северной полосы прогибов (Южная Англия, Бельгия, Польское Поморье) в конце силура происходили каледонские складкообразовательные движения, но в целом вся область испытывала прогибание до конца раннего карбона, после чего последовали процессы складкообразования, формирование надвигов и покровов.

В пределах обеих складчатых систем в позднем палеозое оформились прогибы с континентальными угленосными толщами среднего-верхнего карбона и красноцветными терригенными сериями нижней перми (Южная Англия, Северная Франция, Силезия, а также Астурия и Северная Африка). В конце палеозоя в результате герцинской складчатости, горообразования и гранитообразования произошла общая консолидация пояса и на больших площадях в поздней перми началось формирование чехольного комплекса.

Новый этап деструкции коры с заложением системы альпийских прогибов приходится на середину триаса и юру. Осевая зона альпийской геосинклинальной области в западной части пояса оказалась смещенной к югу относительно осевой зоны палеозойской геосинклинали (Палеотетиса.). В результате многие из альпийских прогибов заложились на участках пояса, характеризовавшихся в палеозое платформенным режимом (северное обрамление Гондваны).

В Азиатской части пояса палеозойские геосинклинальные складчатые системы прослеживаются в размытых сводах альпийских структур (Большой Кавказ, Туркмено-Хоросанские горы, Гиндукуш, Памир) и под чехлом эпипалеозойских плит, образуя узкие зоны среди более древних массивов. Многие палеозойские складчатые системы в мезозое - кайнозое неоднократно испытывали процессы тектоно-магматической активизации (Северный Памир, Кунь-Лунь, Наньшань, Циньлин). В наиболее восточных районах пояса с поздним палеозоем было связано заложение систем геосинклинальных прогибов, испытавших складчатость перед юрой (индосинийская) и в конце юры (киммерийская).

Рис. 21. Структурные зоны герцинид Европы. (Тектоника континентов ..., 1988, упрощенно).

1-3 - зоны герцинского орогена: 1 - внешняя, 2 - внутренняя, 3 - центральная;

4,5 - передовые прогибы: 4 - герцинские, 5 - альпийские; 6 - области раннепротерозойской консолидации

Мезозойско-кайнозойский (альпийский) этап является решающим для формирования современного структурного плана пояса. В начале этого времени центральная часть пояса обособилась, сформировались глубоководные морские осадочные бассейны с корой материкового и океанического типов (океан Тетис). Процессы деструкции коры, сменявшиеся процессами складчатости и горообразования, привели к формированию в центральной зоне пояса альпийской складчатой области, в пределах которой этап общего прогибания в мезозое - палеогене сменился в неоген-четвертичное время активным горообразованием. Здесь сформировались системы мезозойских и альпийских складчатых структур и неоген-четвертичных горных поднятий – мегантиклинориев.

На протяжении мезозойско-кайнозойского этапа в периферических частях пояса формировался платформенный чехол. На отдельных участках пояса мезозойско-кайнозойский чехол широко распространен, нередко образуя единый покров со смежными Восточно-Европейской и Африкано-Аравийской платформами (Скифская и Туранская плиты, Атласские горы, Мизийская плита).

В северо-западной части пояса в мезозойско-кайнозойский этап сформировалась система отдельных платформенных впадин (Англо-Парижская, Аквитанская, Северо-Германская, Швабская и др.), разобщенных выступами палеозойского фундамента (Центрально-Французский, Армориканский, Чешскй массивы, Шварцвальд, Вогезы и др.). Неоген-четвертичные отложения на большей части эпигерцинских платформ слагают платформенный чехол, но в ряде районов это орогенные образования, типичные для Альпийской геосинклинальной области (Атлас, Афгано-Таджикская впадина и др.), что позволяет выделять области альпийского эпиплатформенного орогенеза.

Альпийская геосинклинальная складчатая область отделена от эпипалеозойских платформ Средиземноморского пояса и от древних платформ Лавразии и Гондваны зонами разломов и прерывистыми цепочками неоген-четвертичных молассовых впадин - альпийскими краевыми прогибами. Северный край области определяется положением Предпиренейского, Предальпийского, Предкарпатского, Предкавказского и Предкопетдагского прогибов. Вдоль ее южного края расположены прогибы, из которых крупнейшими являются Предрифский, Месопотамский, Предкиртхарский, Предгималайский и Предараканский.

В строении альпийской геосинклинальной складчатой области обычно выделяют' три широтные зоны - северных внешних мегантиклинориев, южных внешних мегантиклинориев и центральную зону с широким развитием срединных массивов, разделенных разновозрастными и различно ориентированными системами прогибов с наложенными крупными неоген-четвертичными межгорными впадинами. Разрезы мезозоя и палеогена во внешних мегантиклинориях обычно миогеосинклинального типа; здесь широко развиты флишевые серии. Во внутренней области в разрезе мезозоя и палеогена широко распространены вулканические серии, вдоль многих разломов на поверхность выведены офиолитовые комплексы позднеюрско-мелового возраста. Северные внешние мегантиклинории включают структуры Пиренеев, Западных и Восточных Альп, Западных, Восточных и Южных Карпат, Старой Планины, Горного Крыма, Большого Кавказа, Копет-Дага, Гиндукуша. Южное внешнее положение занимают мегантиклинории Рифа, Тельского Атласа, Западного и Восточного Тавров, Загроса, Прибрежного Мекрана, Киртхара, Сулеймановых гор. К южной полосе мегантиклинориев следует относить и Гималаи.

Внутренняя зона альпийской складчатой области характеризуется сложным строением. С мегантиклинорием Альп под углом сочленяются складчатые структуры Апенин и Динарид, разделенные срединным массивом, погруженным под уровень Адриатического моря. Срединные массивы расположены восточнее Динарского мегантиклинория. М.В.Муратов предполагал несколько массивов под Венгерской впадиной. На большую часть Балканского полуострова приходятся крупные Сербско-Македонский и Родопский докембрийские массивы. Вся центральная часть Анатолийского полуострова также занята срединными массивами: Мизийско-Гелатским, Мендересским, Кыршехирским и др. В Ирано-Афганском секторе расположены крупные Центрально-Иранский и Централъно-Афганский массивы. Массивы разделены на отдельные блоки, в той или иной мере переработанные в ходе мезозойско-палеогенового геосинклинального развития. Интересно, что и в наиболее восточной части Средиземноморского пояса центральная зона также представлена крупным срединным Тибетским массивом.

Крупнейшие неоген-четвертичные молассовые впадины (Венгерская, Трансильванская, Фракийская, Рионская, Куринская, 3ападно-Туркменская, Деште-Кевир, Лутская, Южно-Афганская и др.), а также глубоководные впадины внутренних морей пространственно тяготеют к внутренней зоне альпийской области, обнаруживая нередко тесные структурные связи.

В строении альпийской области важная роль принадлежит поперечным глубинным разломам, разделяющим .пояс на. отдельные сегменты. Каждый из них имеет ряд структурных и исторических особенностей, что неоднократно подчеркивал В.Е. Хаин.

М.В.Муратов в альпийской истории Средиземноморского пояса, выделял два этапа деструкции коры с заложением систем так называемых «ранних» (позднетриасово-юрских) и «поздних» (мел-палеогеновых) прогибов. Многие из этих прогибов заложились на океанической коре. И.В.Архипов рассмотрел последовательность формирования альпийских троговых структур в этой области. Некоторые кратковременно существовавшие раннеальпийские геосинклинальные прогибы – троги (Сев. Добруджа., Мангышлакский и др.) оказались за пределами площади, которая ныне относится к альпийской области, оконтуренной краевыми прогибами с неоген-четвертичной молассой.

В окончательном становлении складчатых структур Альпийской области важную роль сыграли процессы деформации, происходившие на рубеже триаса и юры (индосинийская, или раннекиммерийская), в конце юры (киммерийская), в мелу (пиренейская), эоцене и особенно в неоген-четвертичное время (альпийская складчатость).

Ширина пояса существенно различается. В западном полушарии она составляет 2000км, местами уменьшается до 1000-600 км (Северные Анды). В восточном полушарии ширина пояса значительно увеличивается за счет окраинных морей и достигает 7-8 тыс. км.

В соответствие с расположением пояса вдоль восточных окраин Евразиатского и Австралийского материков и западных окраин Американских материков его нередко делят на два полукольца (пояса): Азиатско-Австралийский (Западно-Тихоокеанский) и Американский (Восточно-Тихоокеанский).

западная часть Тихоокеанского подвижного пояса, охватывает восточные окраины Евразиатского и Австралийского материков вместе с прилежащими акваториями Берингова, Охотского, Японского, Восточно- и Южно-Китайского, Филиппинского морей, моря Банда, Сулавеси, Кораллового, Фиджи, Тасманового и др. Внешняя граница на континентах проводится по крупным разломам, краевым прогибам, вулканическим поясам. Внутренняя граница определяется положением протяжённых систем глубоководных желобов, отделяющих впадину Тихого океана от области островных дуг и впадин окраинных морей. Ширина пояса в восточном полушарии достигает 7-8 тыс. км.

Общий фестончатый характер границы Тихоокеанского пояса с впадиной океана, обусловленный периодическим удалением от континента положения окраинной пары структур «дуга-желоб», позволяет в его пределах выделить отдельные сегменты с различным геологическим строением. Наиболее северным, смыкающим Азиатско-Австралийскую часть пояса с Американской является Алеутско-Беринговоморский сегмент, ориентированный субширотно, параллельно Арктическому поясу и включающий Алеутский желоб с одноименной островной дугой и ее продолжением на полуострове Аляска, глубоководную впадину Берингова моря с прилежащим шельфом. Камчатско-Курильский сегмент охватывает северо-восток России, дно акваторий Охотского и Берингова морей с примыкающими островными дугами и глубоководными желобами. На юге сегмент ограничивается широтой о-ва Хоккайдо.

Центральный (Катазиатско-Филиппинский) сегмент расположен от о-ва Хонсю вплоть до северного побережья Новой Гвинеи. Он объединяет складчатые структуры Катазии, островные дуги и глубоководные желоба бассейна Филиппинского моря (Идзу-Бонинская, Марианская, Филиппинская дуги, дуга Рюкю, о-в Тайвань), а также структуры дна Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей. В пределах Катазиатско-Филиппинского сегмента, происходит смыкание Тихоокеанского пояса со Средиземноморским.

Австрало-Новозеландский сегмент соответствует части пояса к югу от северного побережья Новой Гвинеи. Он охватывает восточную часть Австралии, бассейн Кораллового и Тасманового морей, море Фиджи, о-ва Тонга, Кермадек, Фиджи и обрамляющие глубоководные желоба.

Трансантарктический сектор соединяет на юге Азиатско-Австралийскую и Американскую части Тихоокеанского пояса.

Камчатско-Курилъский сегмент занимает северо-восточную часть России. Северная часть Чукотского п-ва и о-в Врангеля, вероятно, относится к Арктическому поясу. На данном участке пояс характеризуется резко выраженной асимметрией с омоложением возраста слагающих его морских осадочных и осадочно-вулканогенных толщ, складчатых деформаций, гранитного магматизма к востоку, в сторону океана. Время проявления наиболее молодых складчатых деформаций, магматизма, завершающего становление геосинклинальных комплексов, позволяет выделять здесь области мезозойской (киммерийской) складчатости, оформившейся на рубеже юры и мела (Яно-Колымская область); позднемезозойской (ларамийской) складчатости, сформировавшейся на рубеже мела и палеогена (Корякско-Тайгоносская, Сихотэ-Алинская системы); кайнозойской складчатости (Камчатка, Сахалин) и современных островодужных систем - впадин окраинных морей (Южно-Охотская), островных дуг (Курильская), глубоководных желобов (Курило-Камчатский).

Каждая из перечисленных областей (систем) обладает также своей внутренней зональностью, выраженной в том, что в разрезе верхнего геосинклинального комплекса объем вулканогенных толщ увеличивается в сторону океана, возрастает также роль массивов гипербазитов, изменяется характер деформации толщ. Вероятно, это определяется типом основания (степенью деструкции коры), последовательно мигрировавших в восточном направлении троговых структур.

К важной особенности этой территории относится наличие нескольких разновозрастных вулканических поясов, которые принято рассматривать в качестве пограничных структур разновозрастных складчатых обл. В частности, восточная граница Верхояно-Чукотских мезозоид проводится по Охотско-Чукотскому поясу (апт-сеноман?), поздних мезозоид Сихотэ-Алиня - по Восточно-Сихотэ-Алинскому поясу (сенон-эоцен?), граница с современным океаном - по Курило-Камчатскому поясу (плиоцен-антропоген). Вулканическим поясам, как пограничным структурам глобального ранга, разные исследователи отводят различное место в модели строения и эволюции литосферы. Характерно, что на севере. разновозрастные вулканические пояса местами накладываются друг на друга, что создает эффект длительной эволюции вулканического пояса.

Общей особенностью рассматриваемого сегмента является его единство в неоген-четвертичный этап, т.е. весь пояс, включая даже примыкающие части Сибирской платформы, в неоген-четвертичное время испытал активные процессы новейшей активизации с формированием резко расчлененного горного рельефа.

Активное прогибание в Яно-Колымской области началось в середине карбона. В разрезе геосинклинального комплекса (средний карбон – низы верхней юры) основное значение приобретают мощные ритмично построенные терригенные толщи (верхоянский комплекс). На востоке в Инъяли-Дебинском синклинории наблюдаются также вулканические серии. Отдельные участки области в позднем палеозое-мезозое развивались как срединные массивы (Охотский, Омолонский, Эльгинская зона и др.), представляющие собой в различной степени погруженные и переработанные блоки основания. По мнению большинства, исследователей, активное прогибание в этой области связано с раздроблением восточной окраины Палеосибирской платформы.

Много лет дискутировался вопрос наличия в Верхояно-Чукотской области Колымского срединного массива. Наличие в центральной части Колымского массива глубоководных кремнистых толщ девона и нижнего карбона предполагает две точки зрения. По одной из них полностью отрицается наличие массива и предполагается, что его место соответствует структурам палеозойско-мезозойской эвгеосинклинальной Алазейско-Олойской системы (Тектоническая карта Северной Евразии м-ба 1:5 000 000, 1979). В соответствии с другой точкой зрения Колымский массив может иметь сложное строение в связи с наличием в его пределах рифтовых структур, с которыми связаны кремнисто-вулканогенные толщи.

Расположенная к востоку от Верхоянско-Чукотской области позднемезозойская Корякско-Тайгоносская область отделена от нее Охотско-Чукотским вулканическим поясом. Вулканические комплексы пояса в его внешней, западной зоне с резким несогласием залегают на складчатых структурах мезозоид. В восточной, внутренней зоне вулканические серии наращивают разрез геосинклинального комплекса Корякско-Тайгоносской области, имеющего в целом юрско-меловой возраст. Юрско-меловой геосинклинальный комплекс на западе перекрывает различные по возрасту толщи, включая древние гранито-гнейсовые серии (Тайгоносский массив). На востоке области из-под кремнисто-сланцевых толщ юры и мела по надвигам выведены на поверхность кремнисто-вулканогенные и граувакковые серии палеозоя, а также массивы гипербазитов, которые рассматриваются в качестве реликтов древней океанической коры. Покровно-надвиговые структуры с массивами гипербазитов, приуроченными к фронтальным частям надвигов, весьма характерны для восточных р-нов Корякского нагорья.

Возрастным аналогом Корякско-Тайгоносской области служат Сихотэ-Алинь и нижнее Приамурье, где широко распространены юрские и меловые кремнисто-терригенные и вулканогенно-терригенные толщи, среди которых известны выходы палеозоя. На западе Сихотэ-Алиня верхний геосинклинальный комплекс начинается с верхнего триаса, несогласно перекрывающего палеозойские и докембрийские образования. По границе с Ханкайским и Буреинским массивами отмечается девонский наземный вулканизм, проявление позднегерцинских горообразовательных движений. На востоке Сихотэ-Алиня предполагается сращивание мезозойского и палеозойского геосинклинальных комплексов. Орогенный этап в Сихотэ-Алинской области начался в позднем сеноне и совпал по времени с формированием Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса. Пояс, образованный палеогеновыми вулканитами, отделяет поздние мезозоиды Сихотэ-Алиня от структур Сахалино-Хоккайдской системы.

Область кайнозойской складчатости на северо-западе пояса включает Олюторско-Камчатскую и Сахалино-Хоккайдскую складчатые системы. Обе эти системы отличаются по характеру формаций верхнего мела - палеогена в западных и восточных р-нах. Так, на З. Камчатки и Сахалина, образования верхнего мела терригенные, а эоцена - олигоцена напоминают молассу. На В. верхнемеловые отложения кремнисто-вулканогенные, глубоководные. Широко развиты морские кремнисто-вулканогенные толщи в разрезе кайнозоя. 0тличаются эти зоны по морфологии складчатых структур, степени распространения покровно-надвиговых структур и др. Неоген-четвертичное сводовое поднятие, приведшее к формированию современной морфоструктуры Камчатки и Сахалина, объединило первоначально разнородные конседиментационные структуры.

Наиболее молодая часть пояса Камчатско-Курильского сегмента соответствует Курильской островной дуге, восточным полуостровам Камчатки, Курило-Камчатскому желобу и Южно-Охотской котловине. Это области современного морского осадконакопления, активного кайнозойского вулканизма, высокой сейсмичности, которую рассматривают в качестве современной геосинклинальной системы. В районе восточных полуостровов Камчатки происходит сочленение Курильской дуги с Алеутской, отделяющей Алеутский желоб от глубоководных впадин Берингова, моря.

Таким образом, в пределах рассмотренного сектора Тихоокеанского пояса, наблюдается последовательное омоложение возраста геосинклинальных формаций по направлению к океану. Складчатость в западных зонах по времени совпадает с началом прогибания в более восточных., причем границы зон фиксируются поясами вулканизма.

Катазиатско-Филиппинский сегмент включает структуры, расположенные по краю континента на юго-востоке Китая и широкую область перехода от континента к океану. На континенте это катазиатских каледонид, погруженных на шельфах Восточно- и Южно-Китайского морей. Более восточная окраинно-океаническая часть сектора объединяет две системы островных дуг, обрамляющих впадину Филиппинского моря. Западная система, дуг начинается от юго-западной части о-ва Хонсю и включает острова Кюсю, Сикоку, гряду островов Рюкю, Тайвань, Филиппины. Восточная система объединяет Идзу-Бонинскую и Марианскую дуги. Обе системы на севере сходятся в пределах о-ва Хонсю и сближаются на юге в направлении Новой Гвинеи. Создается впечатление, что непосредственным продолжением структур Катазиатско-Филиппинского сектора на севере служат складчатые сооружения Сихотэ-Алиня, Хоккайдо и Сахалина, условно включенные в состав Чукотско-Курильского сегмента.

Катазиатские каледониды соответствуют внешней, западной части пояса, граничащей с платформой Янзцы. Центральная антиклинорная зона каледонид сложена мощными верхнерифейско-кембрийскими терригенно-вулканогенными комплексами, смятыми в сложные складки. Ордовикско-силурийские толщи представляют собой граувакковый флиш с примесью вулканитов. Красноцветный девонский молассовый комплекс резко несогласно залегает на складчатых сериях нижнего палеозоя. Вдоль побережья имеются участки, где девонские морские терригенные толщи без углового несогласия перекрывают отложения силура, что позволяет отмечать смену каледонских структур герцинскими в восточном направлении. В пределах типичных каледонид устанавливается платформенный чехол, в основании которого залегают пермские образования.

Средне-верхнепалеозойские складчатые комплексы известны на островах Хоккайдо и Хонсю. Это различные по составу, в разной степени метаморфизованные геосинклинальные формации, испытавшие складчатость и метаморфизм в середине триаса, а также в конце юры - начале мела. Метаморфические палеозойские комплексы известны также на Тайване, Филиппинах. Юрско-меловой геосинклинальный комплекс широко распространен на северо-западе в пределах о-вов Японии, однако на юге и востоке области главное значение имеет верхнемеловой - миоценовый складчатый комплекс, сложенный терригенным флишем, граувакковыми, кремнисто-сланцевыми толщами. К характерному типу структур относятся покровы с офиолитами, крупные надвиги, сдвиги. В пределах островных дуг миоцен-антропогеновые серии залегают несогласно. Обычно это обломочные серии или толщи лав среднего состава.

К Австралийско-Новозеландскому сегменту отнесены палеозойские структуры Вост. Австралии и о-ва Тасмания, северная горная часть Новой Гвинеи, бассейны Кораллового и Тасманова морей, море Фиджи, а также островные дуги Соломоновых островов, Тонга, Новой Зеландии и др. В Австралийско-Новозеландском, как и в более северных секторах, наблюдается последовательное омоложение возраста складчатых деформаций с запада на восток.

В Восточной Австралии выделяется несколько разновозрастных складчатых систем, отличающихся составом одновозрастных формаций. К Австралийской платформе примыкает складчатая система Аделаида, сложенная терригенно-карбонатным верхнерифейско-среднекембрийским миогеосинклинальным комплексом, смятым в сложные складки и метаморфизованным вплоть до амфиболитовой фации. На ее южном продолжении известны эвгеосинклинальные серии верхнего рифея - кембрия, деформированные и метаморфизованные в раннем ордовике. Восточнее этих систем, близких по типу к салаиридам, располагаются две типично каледонские системы. В одном случае (система Томсон) это терригенные и вулканогенные толщи кембрия и нижнего ордовика, деформированные и метаморфизованные в середине ордовика, в другом (система Лаклан) - отложения кембрия-нижнего девона. Кембрийско-нижнеордовикский этаж несогласно перекрыт ордовикско-нижнесилурийским и силурийско-нижнедевонским. В разрезе широко распространены флишевые терригенные серии, глинисто-кремнистые толщи, офиолиты. 3авершающая складчатость произошла в среднем девоне и сопровождалась массовым внедрением гранитоидов и метаморфизмом. Складчатые комплексы обеих, каледонских систем перекрыты менее деформированным «промежуточным» комплексом орогенного верхнего девона - нижнего карбона, с вулканитами, прорванным постскладчатыми гранитами.

Для восточной, прибрежной части Австралии (Новая Англия) характерно наличие морских толщ девона - нижнего карбона, испытавших в позднем палеозое складчатость и метаморфизм. Отмечается увеличение степени метаморфизма и дислоцированности толщ к востоку. В западных районах Новой Англии широко развиты терригенные толщи, на востоке - кремнистые, вулканогенные толщи, гипербазиты. Общая структура, герцинид многоэтажная, каждая последующая складчатость сопровождалась внедрением гранитоидов. Промежуточный комплекс в области позднепалеозойской складчатости имеет пермско-триасовый возраст. Палеозойские складчатые системы Восточной Австралии на значительной территории перекрыты полого залегающим платформенным чехлом юрско-мелового возраста впадин Большого Артезианского бассейна. Кайнозойские толщи наиболее полно развиты на юге, во впадине Муррей.

Палеозойские структуры Восточной Австралии продолжаются в Новой Гвинее и Новой Зеландии. Палеозойские комплексы Новой Гвинеи, интрудированные пермскими гранитами, перекрыты на севере глубоководными карбонатно-сланцевыми толщами юры-мела, деформированными и метаморфизованными в начале палеогена. Для этой территории также характерны складчатые покровы кайнозойского возраста.

Весьма длительным прогибанием с проявлением каледонского, герцинского и мезозойского складкообразования и метаморфизма характеризовалась Новая Зеландия, оформившаяся в качестве современного поднятия в конце миоцена. Типично, что процессы морского глубоководного осадконакопления во времени перемещались к востоку, в сторону океана. При этом на востоке появляются более молодые комплексы, перекрывающие геосинклинальные комплексы предшествующего цикла.

Часть Тихоокеанского подвижного пояса, окаймляющего впадину Тихого океана в пределах западного полушария вдоль побережий Северной и Южной Америк нередко именуется Восточно-Тихоокеанским поясом. Через структуры Южной Аляски и Алеутской островной дуги на севере и через Трансантарктический участок Тихоокеанского пояса он смыкается с Азиатско-Австралийской частью. В пределах западного полушария Тихоокеанский пояс также распадается на отдельные участки – сегменты, отличающиеся особенностями строения и истории развития. Северное положение занимает сегмент, расположенный по западному краю Северо-Американского материка – соответствующий Кордильерам Северной Америки; южнее, в области Центральной Америки расположен участок (сегмент), центром которого является бассейн Карибского моря – Антильско-Карибский. Еще южнее, вдоль западного края континента Южной Америки протягивается Андийский сектор. Крайним южным является участок, занятый дугой Южно-Сандвичевых о-вов и моря Скоша. По своей современной структуре Южно-Сандвичевый сегмент пояса очень напоминает Антильско-Карибскую область. На большей части площади Восточно-Тихоокеанская ветвь, как и весь Тихоокеанский пояс, является окраинноокеаническим, однако на наиболее опущенных своих участках, в пределах Карибского и Южно-Сандвичего сегментов, он занимает межокеаническое положение. На всем протяжении Восточно-Тихоокеанский пояс сохранил свою высокю подвижность на протяжении не менее полутора млд лет. Только небольшой его участок на юге Южно-Американского континента (Патагонская плита) превратился в молодую платформу.

Кордильерский сегмент - ограничивает с запада Северо-Американскую древнюю платформу, по широтному разлому сочленяется на Аляске со структурами Арктического пояса (хр. Брукса), а на территории Мексики - с западным продолжением Южных. Аппалачей - Атлантическим поясом. На западном побережье Северной Америки структуры Кордильер обрезаны континентальным склоном. Северо-западным продолжением Кордильерского сектора является является Алеутский, южным – Карибский.

Кордильерский сегмент в рельефе выражен горно-складчатым поднятием Северо-Американских Кордильер, протягивающихся в западной части материка на 7000км. Вдоль побережья цепочку образуют: Аляскинский хребта, Береговые хребты Канады и США, Каскадные горы и Сьерра Невада, Западная Сьерра Мадре и Калифорнийские горы Восточная часть поднятия выражена Скалистыми горами, которые продолжаются Плато Колорадо и Восточная Сьерра Мадре. Средняя часть поднятия с резко расчлененным глыбовым рельефом, восточнее Каскадных гор и Сьерра Невада в США именуется Большим Бассейном (Провинция Бассейнов и Хребтов) С востока ее обрамляют южные отроги Скалистых гор и Плато Колорадо.

Кордильерский сегмент имеет отчетливо выраженное зональное строение. На границе с Североамериканской платформой располагается система впадин краевого прогиба, заполненных мощной толщей кайнозойских моласс (впадина Маккензи, Альберта, и др.). Скалистые горы сложены карбонатно-терригенными и терригенными толщами рифея, палеозоя и мезозоя смятыми в складки, осложненными надвигами, шарьяжами и перемещенными к востоку, к платформе. Основные деформации в восточной зоне произошли на рубеже мела-палеогена (ларамийская складчатость) и в эоцене. Иногда эту часть выделяют под именем ларамийского пояса Кордильер.

Западная зона Кордильер (Невадский «пояс») характеризуется эвгеосинклинальным типом разреза среднего-верхнего палеозоя и мезозоя. Складчато-надвиговые структуры этой зоны оформились на месте прогибов типа глубоководных желобов, окраинных морей с терригенно-кремнистыми и вулканогенными осадками. Прогибы позднего палеозоя - мезозоя последовательно смещались в западном направлении. Осадочно-вулканогенные толщи в Западных Кордильерах прорваны крупными гранитными батолитами юрско-мелового возраста.

Складчатые структуры западной зоны отделены от восточной протяженным поясом гранито-гнейсовых куполов. Общая структура Кордильер веерообразная. Западная зона обладает западной, восточная – восточной вергентностью складок.

В новейший этап в пределах пояса процессы складкообразования продолжались в узкой зоне Тихоокеанского побережья. Общее поднятие Кордильер в это время сопровождалось растяжением земной коры с формированием рифтовых структур (Калифорния) и поясов базальтового вулканизма. В юж. части в новейшее поднятие Кордильер был вовлечен значительный участок Северо.-Американской платформы (плато Колорадо). В кайнозое активный вулканизм в Кордильерах проявился на всей площади, особенно на территории США и Мексики. На Колумбийском плато мощности вулканических покровов измеряется сотнями м.

Сектор имеет ряд особенностей строения на широте Северных, Центральных и Южных (Патагонских) Анд. Палеозойские и мезозойские геосинклинальные комплексы Cеверных Анд сформировались на раздробленной раннедокембрийской коре. В разрезе Южных и Центральных Анд установлен более молодой возраст комплекса основания с проявлением позднебайкальской (?) и позднекаледонской эпох складчатости, гранитообразования и метаморфизма осадочных серий. Активный наземный вулканизм и гранитообразование проявились на этой территории также в позднем палеозое и триасе. В результате сформировались позднепалеозойские структуры Южых и Центральных Анд, выраженные на поверхности в восточной зоне Анд. Частично они перекрыты мезозойско-кайнозойским чехлом Патагонской плиты.

Западная зона Южых и Центральных Анд с позднего триаса испытала активное прогибание с накоплением морских вулканогенных, флишевых толщ юры и мела. В позднеюрское - меловое время в протяженной зоне (Западная Кордильера Перу, Главная Кордильера Чили, запад Патагонских Анд) произошло формирование окраинного вулканно-плутонического пояса с крупными гранитными батолитами, кислыми эффузивами. Меловые и палеогеновые отложены к востоку от пояса представлены красноцветными обломочными континентальными отложениями, к западу - морскими. Мезозойский комплекс Южных и Центральных Анд был деформирован в кайнозое.

В Северных Андах также выделяются две зоны – восточная и западная. В восточной зоне палеозойский геосинклинальный комплекс, прорванный позднепалеозойскими гранитами, подстилается раннедокембрийским кристаллическим основанием. Кроме того, складчатые геосинклинальные образования палеозоя перекрыты мощным чехлом платформенных отложений юры - палеогена, деформированным в новейший этап.

В западной зоне Северных Анд с поздней юры развивался прогиб на коре океанического типа. Верхнеюрско-меловой комплекс сложен кремнисто-сланцевыми и осадочно-вулканогенными толщами, которые на рубеже мела и палеогена (ларамийская фаза.) были смяты в сложные изоклинальные складки и прорваны гранитами.

Современное поднятие Анд сформировалось в новейший этап. На границе поднятия и Южно-Американской платформы оформилась цепочка асимметричных впадин Предандского краевого прогиба, с кайнозойской континентальной молассой. В Центральных Андах, на фоне общего поднятия, возникли зоны растяжения, фиксированные поясом молодых вулканов. Также с новейшим этапом связано образование протяженной системы, глубоководных желобов (Перуанский, Чилийский и др.).

Тихоокеанский пояс на всем протяжении отличается высокой тектонической подвижностью, активным магматизмом, асимметричным строением. Последнее выражено в том, что от материков в сторону океана происходит омоложение возраста складчатых структур, магматизма. Почти повсеместно области, испытывавшиеактивное прогибание с последующей складчатостью толщ, в ходе эволюции пояса смешались в сторону Тихого океана. Только на западном побережье Южной Америки не отмечается существенной миграции прогибов в пространстве. В строении каждой из разновозрастных областей намечается зональность, параллельная контурам пояса. Зоны, развивавшиеся как эвгеосинклинальные, приближены к океану. Заложение и развитие пояса, было связано с дроблением окраин древних платформ и эволюцией Тихого океана - крупнейшего и, по-видимому, древнейшего океана планеты. При этом формирование новой материковой коры сопровождалось процессами ее деструкции с образованием в прогибах коры океанического типа.

По мнению В.Е.Хаина, развитие Тихого океана и обрамляющего его геосинклинального пояса, было тесно связано с остальными океанами и геосинклинальными поясами. В результате, фазы расширения Тихого океана коррелируются с фазами замыкания других глобальных структур и наоборот. В позднем протерозое и палеозое только небольшие площади Тихоокеанского пояса оказались навечно причлененными к древним платформам (Восточная Австралия, Катазия, Восточная часть Анд, Патагонская плита и др.). Наибольшие площади пояса, на континенте, имеют мезозойский возраст (северо-восток Азии, Приморье, Кордильеры, Анды и др.). Тем не менее, основное значение в пределах пояса имеют области кайнозойской складчатости, начавшие испытывать активное прогибание в мелу, а также современные системы островных дуг, глубоководных желобов и впадин окраинных морей.

Рис. 22. Тектоническая схема северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса (по В.Б.Караулову).

Структуры обрамления:1 - Сибирская платформа, Урало-Монгольский складчатый пояс: 2 - палеозойские структуры Монголо-Охотской складчатой области,

3 - Буреинский массив, частично перекрытый чехлом Зейско-Буреинской плиты,

4 - мезозойские наложенные прогибы; 5 - впадина Тихого океана;

структуры Тихоокеанского пояса: 6 - срединные массивы с дорифейским основанием;

Рис. 23. Структурно-формационные комплексы в разновозрастных системах азиатской части Тихоокеанского пояса.

1 - кристаллическое основание; 2-5 - формации: 2 - геосинклинальные; 3 - молассовые и чехольные; 4 – молассовые обломочные (а) и вулканогенные (б); 5 - плитные;

6 - отсутствие отложений