Подвижные пояса (переходные зоны и океаны). В мезозойскую и кайнозойскую эры Средиземноморский пояс прошел сложную историю, завершившуюся в неогене альпийской складчатостью и образованием протяженного

В мезозойскую и кайнозойскую эры Средиземноморский пояс прошел сложную историю, завершившуюся в неогене альпийской складчатостью и образованием протяженного горно-складчатого сооружения, начиная от Гибралтарского пролива и кончая Памиром, Гиндукушем и Гималаями. Восстановить геологическую историю океана Неотетис можно более или менее уверенно лишь с ранней юры, тогда как обстановка в триасовый период остается неясной, хотя, как уже говорилось, вдоль южной окраины Евразии от Добруджи, через Крым, Северный Кавказ и Каракумский свод в предгорья Гиндукуша прослеживаются разрозненные массивы известково-щелочных вулканитов, которые могли быть приурочены к активной континентальной окраине, к югу от которой не исключен бассейн с корой океанского типа. Следами континентального склона этого триасового океана являются относительно глубоководные толщи флиша таврической серии в Крыму или отложения триаса на Большом Кавказе в Сванетии и во многих других местах.

Чтобы яснее представить эволюцию Средиземноморского пояса на альпийском этапе, рассмотрим ее в Кавказском сечении, где пояс относительно узок и в настоящее время как бы «зажат» между Восточно-Европейской платформой и Скифской эпипалеозойской плитой, с одной стороны, и Аравийской платформой, с другой. К концу палеозоя на месте бассейна Палеотетис сформировалась горно-складчатая область, в начале мезозоя испытавшая денудацию, опускание и превратившаяся в эпипалеозойскую Скифскую плиту.

В современной структуре различается складчатое сооружение Большого Кавказа, отделенное Закавказской межгорной зоной от складчатых сооружений Малого Кавказа. Следы раннеюрского бассейна с корой океанского типа можно видеть в Понтийско-Малокавказской офиолитовой зоне, простирающейся в субширотном направлении на сотни километров, в строении которой принимают участие гипербазиты, габброиды, амфиболиты, толеитовые базальты - спилиты, яшмы, радиоляриты, известняки, т.е. типичный офиолитовый комплекс, тектонически-раздробленный и превращенный в меланж в виде покрова, надвинутого в северном направлении в середине позднего мела. Гипербазиты и габброиды в этом комплексе могут иметь палеозойский и даже рифейский возраст, а вся остальная часть разреза - позднеюрский - раннемеловой. Ширина раннеюрского океана на меридиане Кавказа могла достигать 2000 км, и его южный край представлял собой пассивную окраину Гондваны, которая в это время уже начала распадаться. Таким образом, офиолитовая зона в пределах СССР - это тот «рубец», шов, который остался от былого океана.

В раннеюрское время в опускание была вовлечена и южная часть Скифской эпигерцинской плиты, на которой заложилось окраинное море, и прогиб в ранней и средней юре заполнялся мощнейшей (до 12 км) флишоидной толщей глинисто-алевролитовых и реже песчаных пород. Обломочный материал приносился реками с севера, и скорость осадконакопления была велика. Раздробление и погружение прогиба Большого Кавказа сопровождалось базальтовым вулканизмом в его осевой части и известково-щелочным - по северной периферии. Перед поздней юрой возникли частные поднятия, проявилась складчатость, и местами внедрились граниты. В средней юре Закавказский массив оказался раздробленным и по его северному краю возникла вулканическая островная дуга (байосский век) с базальтами, андезитами и их туфами. Примерно так же развивался и южный край Закавказского массива, где проявились предпозднеюрская складчатость и внедрение гранитоидов. Следует подчеркнуть, что все эти события происходили в пределах активной окраины Евроазиатского материка, в то время как окраина Гондваны, к которой на территории бывшего СССР относится область, лежащая южнее Севано-Акеринского офиолитового пояса, оставалась пассивной, в ней не проявлялся магматизм, а отложения залегают сравнительно спокойно.

Начиная с поздней юры, на Большом Кавказе главный прогиб сместился к югу и в нем вплоть до эоцена накапливался карбонатный и карбонатно-терригенный флиш. Этот флишевый прогиб был в поздней юре отделен цепочкой рифов от северной зоны, где в почти платформенных условиях в шельфовой обстановке формировались известняки, мергели и песчано-глинистые породы верхней юры - олигоцена - нижнего миоцена.

На Малом Кавказе развитие шло более сложным путем, так как там не существовало единого прогиба, как на Большом Кавказе. К середине позднего мела офиолитовая зона оказалась раздавленной и частично выжатой к северу в виде покровов. За счет возникших в ее пределах внутренних поднятий формировался олистостромовый комплекс, в олистолитах которого уже содержатся обломки серпентинитового меланжа. В позднем же мелу в районе Аджаро-Триалетии проявился известково-щелочной вулканизм, на, продуктах которого несогласно залегает мощнейшая (более 8 км) палеогеновая толща, состоящая из песчано-глинистого флиша, вулканогенноосадочной толщи из базальтов, андезитов и их туфов с туфобрекчией и снова флишоидной терригенной толщи. Этот прогиб имеет продолжение на восток в Талыш, где развит очень похожий разрез. И в Севано-Акеринской зоне развиты песчано-глинистые вулканогенные породы палеоцена-эоцена общей мощностью до 4 км. К югу от полосы офиолитов существовали лишь коротко живущие (поздний мел - палеоген) прогибы, в которых накапливались флишоидные песчано-глинистые, вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы.

В позднем эоцене на Кавказе происходят складчато-надвиговые деформации, которые в дальнейшем усиливаются, проявляясь пульсационно, и Кавказ вступает в орогенный этап развития. Отложения всех позднеальпийских прогибов оказываются смятыми в складки. Флишевые отложения зоны южного склона Большого Кавказа опрокинуты к югу, сильно сжаты и нарушены многочисленными надвигами и даже покровами.

В орогенный этап перед северным фронтом горно-складчатого сооружения Большого Кавказа образуется Предкавказский передовой прогиб с молассами, отвечающими усилению роста поднятия и формированию высокогорного рельефа. Между Большим и Малым Кавказом возникают Рионская и Куринская межгорные впадины, также заполняющиеся молассами. К неоген-четвертичному времени относится проявление известково-щелочного вулканизма, приуроченного к Транскавказскому поперечному поднятию - Минеральные Воды - Арагац - Арарат, но на Малом Кавказе вулканизм распространился шире, образовав обширный панцирь молодых вулканитов, перекрывший более древние структурно-фациальные зоны. Последние извержения таких вулканов, как Эльбрус или Казбек, происходили всего несколько тысяч лет назад.

На орогенном этапе развития Кавказ формировался в обстановке субмеридионального сжатия. Если распрямить все складки и учесть смещения по надвигам, то окажется, что Кавказские прогибы первоначально были намного шире, чем современные складчатые зоны, возникшие на их основе. Палеомагнитные данные указывают на сближение Малого и Большого Кавказа с позднего мела примерно на 700 км.

Альпийско-Средиземноморский пояс в течение мезозойской и кайнозойской эр развивался чрезвычайно сложно. Благодаря разработке современной концепции тектоники литосферных плит нам стала гораздо понятней история геологического развития этого крупнейшего и наиболее хорошо изученного складчатого пояса. Необходимо признать, что в условиях устоявшихся стереотипов не так-то легко осмыслить тот факт, что конфигурация основных систем пояса в прошлом была совсем другой, а между Евразией и Африкано-Аравийским континентом располагался океан Тетис, расширявшийся к востоку. И вся мезозойско-кайнозойская история пояса есть не что иное, как эволюция этого океанского бассейна и его окраин в условиях перемещений Евразии, Африки, Аравии, а в кайнозое - Индостана. Используя геологические, палеомагнитные и кинематические данные, можно получить непротиворечивую картину истории пояса, причем хорошая сходимость этих данных будет свидетельствовать о достоверности произведенной реконструкции.

Интервал времени между ранней юрой и серединой раннего мела отмечен раскрытием бассейнов с корой океанского типа в западной части подвижного пояса, а в восточной его части уже существовали окраинные моря и островные дуги с активным вулканизмом. С конца раннего мела и до позднего эоцена океанский бассейн Тетис сокращался в размерах в результате сближения Африкано-Аравийского и Евроазиатского континентов, океанская кора поглощалась в зонах предполагаемой субдукции у южного края Евразии, который был активной континентальной окраиной. С олигоценовой эпохи развитие пояса идет а обстановке столкновения, коллизии континентов, формирования складчато-надвиговых и покровных структур, образования горных хребтов, предгорных - передовых прогибов и межгорных впадин, котловин внутренних морей, проявления известково-щелочного континентального вулканизма (орогенного), подчиняющегося уже другим закономерностям пространственного размещения. Это время и есть проявление собственно альпийской складчатости, хотя, как мы убедились, в течение альпийского этапа развития, начиная с ранней юры, складчатые движения, хотя и не повсеместно, но проявлялись перед поздней юрой (киммерийская складчатость), в мелу (австрийская складчатость) и в другие временные интервалы. От океана Мезотетис, от некоторых окраинных морей с корой океанского типа сейчас сохранились лишь швы, или рубцы, с офиолитовым меланжем и требуется известная смелость, чтобы представить себе вместо этих узких зон с раздробленными и перемешанными глыбами гипербазитов, габбро, базальтов, яшм, кремнистых сланцев и других пород обширные пространства - бассейны с корой океанского типа.

При таком подходе в общей картине развития пояса всем его элементам находится свое естественное место, при допущении, что ширина многих структурно-фациальных зон была гораздо большей и что их конфигурация также могла быть совершенно иной. Становится понятной тектоническая позиция протяженных вулканических поясов, маркирующих либо место поглощения океанской коры, либо столкновение плит, как, например, в случае позднемелового пояса, протягивающегося от Румынии (горы Апусени), через Югославию в Болгарское Среднегорье, в Восточные Понтиды и далее на Малый Кавказ. Вдоль подножий островных дуг, в окраинных морях, на континентальном склоне из турбидных потоков формировались флишевые толщи. На пассивных окраинах шло накопление карбонатно-терригенных отложений, резко отличающихся от толщ активных окраин. Заключительные этапы развития пояса в неогене и антропогене происходили в обстановке сильнейшего сжатия, столкновения плит, что вызывало деформацию толщ, сокращение структурно-фациальных зон, их надвигание друг на друга и местами полное взаимное перекрытие, как на Восточных Карпатах. Пододвиганием Закавказской плиты под Большой Кавказ можно объяснить его асимметричное строение, с крутым, узким, сильно складчатым южным крылом, с опрокидыванием складок к югу. Рост горных сооружений сопровождался формированием перед их фронтом протяженных передовых прогибов, заполнявшихся продуктами разрушения гор - молассами, среди которых встречаются и соленосные толщи. В передовых прогибах находятся известные месторождения нефти и газа. Специальные тектонические наблюдения показывают, что в неоген-четвертичное, как, впрочем, и в настоящее время, альпийские складчатые сооружения находились в состоянии сжатия.

В мезозое и кайнозое происходило активное развитие Тихоокеанского подвижного пояса, которое мы рассмотрим на примере северо-востока России, где пояса граничат с Сибирской платформой. Отличие Тихоокеанского пояса от Атлантического заключается в том, что центральную часть первого занимает огромный Тихий океан, тогда как для второго характерны древние докембрийские платформы, спаянные разновозрастными складчатыми областями и системами. История Тихоокеанского пояса уходит корнями в поздний докембрий и отличается мощным магматизмом, наличием длительно функционировавших зон Беньофа, глубоководных желобов, островных дуг. Процессы наращивания континентальной коры сочетались с ее разрушением - деструкцией.

На территорию России Тихоокеанский пояс попадает северо-западной частью и в его составе выделяются мезозойские складчатые области, замкнувшиеся и претерпевшие складчатость в конце юры или в мелу - Верхояно-Чукотская и Сихотэ-Алиньская. С востока эти области ограничены грандиозными Охотско-Чукотским и Восточно-Сихотэ-Алиньским краевыми вулканическими поясами позднемелового возраста. Восточное располагаются Восточно-Корякская, Олюторская и Западно-Камчатская ларамийские системы со складчатостью на рубеже мела и палеогена, а еще ближе к Тихому океану - Восточно-Камчатско-Курильская система, которая и сейчас находится в состоянии высокой тектонической и магматической активности, где происходят землетрясения, связанные с сейсмофокальной зоной, наклоненной к западу. Характерной чертой областей мезозойской складчатости является наличие в их пределах срединных массивов с эпиархейским фундаментом, представляющих реликты обширной платформы, раздробившейся в рифее.

В строении мезозоид выделяются два основных комплекса отложений: 1) нижний (рифей и палеозой до среднего карбона) и 2) верхний, или главный геосинклинальный комплекс (средний карбон -поздняя юра). Нижний комплекс, лежащий на архейском основании, обнажается в крупных понятиях - Омулевском, Полоусненском, Сетта-Дабанском и других и представлен мощнейшей (до 18 км) толщей терригенно-карбонатных пород, местами с разнообразными вулканитами, часто с повышенной щелочностью. Начиная с рубежа раннего и среднего карбона, обстановка осадконакопления меняется и на огромных пространствах формируется однообразная мощная (до 8-10 км) толща терригенных пород: песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, аргиллитов, редко прослоев известняков, туфов основного состава, иногда кремнистых сланцев. Зоны максимального прогибания смещались с запада (современный Верхоянский антиклинорий) к востоку.

В конце поздней юры начались и в позднем мелу закончились Складчатые деформации. На массивах в это время формируется маломощный чехол. Образование Верхоянского горно-складчатого сооружения повлекло за собой возникновение Предверхоянского передового прогиба, развившегося на границе с Сибирской платформой и выполненного морскими и континентальными молассами, в том числе угленосными юры и мела.

В центре этой огромной области находится треугольный Колымский массив, большую часть которого занимает Зырянская впадина, выполненная мощной, более 7 км толщей континентальных и морских грубообломочных отложений мелового возраста - молассами. В период складчатости и орогенеза в Верхояно-Чукотской области происходило внедрение гранитоидных интрузивов, образующих протяженные пояса. С этими гранитами связаны знаменитые месторождения золота.

Формирование пояса происходило в три этапа. На 1-ом в континентальных условиях из вулканов центрального типа происходили эксплозивно-эффузивные извержения андезито-базальтов и андезитов. 2-й этап был главным и ознаменовался функционированием крупных сложных вулканов, извергавших огромные массы риолитов, риолитовых игнимбритов и андезитов. Благодаря близповерхностному расположению магматических очагов образовывались обширные вулканотектонические впадины, формирование которых сопровождалось внедрением субвулканических массивов. После грандиозных извержений вулканизм пошел на убыль и в 3-м этапе местами в очень небольших объемах извергались субщелочные базальты. Возраст вулканогенных образований отвечает первой половине позднего мела, а верхнего комплекса, возможно, палеогену.

Вулканический пояс приурочен в целом к глубинному тектоническому шву, несогласно секущему все более древние структуры, и маркирует активную континентальную окраину Андского типа, а сейсмофокальная зона Беньофа была наклонена к западу. Не исключено, как предполагает Л. П. Зоненшайн, что к востоку от активной окраины существовали островные дуги, о чем свидетельствуют вулканогенные верхнемеловые толщи Камчатки.

Восточное Охотско-Чукотского пояса располагаются горно-складчатые сооружения Корякского нагорья, переходящие в структуры западной половины Камчатки. Главная особенность строения этой области заключается в постепенном омоложении зон к востоку. Западные зоны закладывались на архейском гранитогнейсовом фундаменте, а восточные - на типичном океанском, представленном гипербазитами, габбро-диабазами, габбро-амфиболитами рифейско-раннепалеозойского возраста. На этом меланократовом фундаменте залегает огромная по мощности (более 25 км) вулканогенно-осадочная толща, подразделяющаяся на ряд комплексов с возрастом от ордовика до позднего мела. В низах этого разреза развиты базальты, спилиты, граувакки, кремнистые сланцы, рифогенные известняки, карбонатно-терригенные и кремнисто-терригенные отложения, сменяющиеся в позднем палеозое породами андезитовой формации, фиксирующими возникновение островной вулканической дуги. Выше по разрезу, но со смещением на восток, залегает верхнеюрский - нижнемеловой комплекс со спилитами, яшмами, диабазами, кремнистыми сланцами, сменяющийся аптальбской морской молассой, а еще выше - местами угленосной континентально-морской, вулканогенно-осадочной молассой низов верхнего мела. Еще восточнее наблюдается сложное, чешуйчато-надвиговое и покровное строение. В основании аллохтонных чешуи - вулканогенно-кремнисто-терригенные средне-верхнепалеозойские отложения, тесно связанные с гипербазитами рифейско-ордовикского возраста. Нижний и средний триас отсутствует, и на это время падает перерыв, а выше залегают верхнетриасовые - нижнемеловые песчано-глинистые отложения в верхней части с олистостромами. В середине раннего мела началось сжатие и образование надвигов и покровов, после чего до начала палеогена накапливался терригенный флиш, а интенсивные тектонические движения продолжались вплоть до настоящего времени, о чем свидетельствуют четвертичные олистостромы.

Таким образом, для Корякской области характерны серпентинитовый меланж, олистостромовые толщи и чешуйчато-надвиговое строение. Полное отсутствие гранитоидов и характер отложений свидетельствуют о том, что палеозойские и мезозойские прогибы закладывались на коре океанского типа и в данном случае континент наращивался за счет причленения участков, бывших ранее океаном.

Камчатка и Курильские острова являются наиболее внутренними зонами Тихоокеанского пояса, уже непосредственно граничащими с океаном. Западная половина Камчатки относится к зоне ларамийской складчатости. В ее пределах в Малкинском антиклинории обнажаются древнейшие рифейские и палеозойские метаморфические толщи: биотитовые гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы. На этом фундаменте залегают терригенные верхнемеловые отложения: песчаники, алевролиты, аргиллиты, кремнисто-глинистые сланцы видимой мощностью свыше 1 км. После ларамийской складчатости, последовавшей на рубеже позднего мела и палеоцена, в палеогене - неогене накапливались только терригенные отложения, в палеоцене - континентальные с прослоями углей. Складчатость в Западно-Камчатской зоне относительно спокойная.

Восточная Камчатка к востоку от Срединно-Камчатского хребта характеризуется, в отличие от Западной, исключительно мощным вулканогенно-осадочным разрезом, где только верхний мел достигает 10- 11 км. Среди вулканитов в мелу преобладают спилиты, базальты, формировавшиеся в подводных условиях, кремнистые сланцы, туфы, вулканомиктовые породы. В ряде районов под этой толщей выявлен сложный комплекс меланократовых пород: перидотитов, дунитов, габброидов, габбро-диабазов, превращенных в тектонический меланж. Этот комплекс представляет океанскую кору, на которой в меловое время заложилась система Восточной Камчатки. Ларамийской складчатостью эти отложения были дислоцированы, и на них в палеогеновое и неогеновое время образовался мощный, более чем 14 км, разрез морских терригенных и вулканогенных пород, причем сформировались Западно- и Восточно-Камчатские прогибы и разделяющее их Центрально-Камчатское поднятие. Восточно-Камчатский прогиб сложен фациально-изменчивым комплексом базальтов, спилитов, их туфов и туфобрекчий; песчаников, алевролитов, аргиллитов и кремнистых сланцев, которые местами образуют флишоидные или флишевые толщи. Восточно-Камчатский прогиб просуществовал до середины миоцена, после чего в плиоцене начали формироваться современный рельеф и структурный план. На месте Центрально-Камчатского поднятия в позднем плиоцене возникли крупные щитовые базальтовые вулканы, которые, слившись основаниями, образовали наземный вулканический хребет, на нем в четвертичное время выросли крупные стратовулканы.

Четвертичный наложенный вулканизм Восточной Камчатки связан с грабенообразными структурами и поперечными к ним небольшими грабенами. Именно к таким зонам приурочены вулканы Авача и Корякский около г. Петропавловска-Камчатского. Всего на Камчатке известно 28 действующих вулканов, извергающих андезитобазальтовую магму. Реже встречаются риолиты, связанные с крупными кальдерами. Вулканы вытянуты цепочкой вдоль восточного побережья параллельно глубоководному желобу. Самый северный действующий вулкан Шивелуч извергался в 1964 г. На широте Шивелуча глубоководный желоб меняет простирание на 90o и переходит в желоб перед Алеутской островной дугой. Такая закономерность далеко не случайна. Таким образом, в истории развития Камчатки отчетливо прослеживается рост островных дуг со смещением к востоку.

Современная Курильская островная дуга протягивается на 1200 км до о. Хоккайдо, насчитывая 30 островов, образующих две дуги:

Большую и Малую, длиной всего в 100 км, с островами Шикотан, Полонского и др. Общая высота вулканов Курильской дуги относительно дна глубоководного желоба более 12 км. Дуга сложена меловыми, палеогеновыми и неогенчетвертичными вулканогенными и вулканогенно-осадочными образованиями мощностью до 8 км. Состав пород разнообразный, и все они относятся к типичной известково-щелочной серии пород, которые в пределах дуги слабо дислоцированы. В ряде мест дуга пересечена поперечными грабенами, отвечающими проливам Буссоль и Крузенштерна, а в рельефе дна они выражены глубокими каньонами. Малая Курильская дуга имеет подводное продолжение в виде плосковершинного хребта Витязь, который смыкается с поднятиями восточных полуостровов Камчатки. Большая Курильская островная дуга является непосредственным продолжением зоны действующих вулканов Камчатки и на островах насчитывается 39 активных вулканов.

Перед фронтом Камчатки и Курильской дуги протягивается на 2000 км Курило-Камчатский глубоководный желоб асимметричного строения, с высоким (6-10 км) северо-западным склоном и низким (2-5 км) юго-восточным. Дно желоба узкое, и его ширина не превышает 8-10 км. На склонах желоба много подводных уступов и ступеней явно сбросового происхождения. Под Курильские острова и Камчатку сейсмофокальная зона падает под углом 45-50o в верхней части. На глубине она становится более крутой и гипоцентры землетрясений прослеживаются до 600-700 км. В последнее время обнаруживается неглубокая сейсмофокальная зона, наклоненная в сторону океана. Выход сейсмофокальной зоны на поверхность приурочен к основанию внутреннего борта желоба.

Таким образом, зона перехода континент - океан характеризуется набором признаков, таких, как: вулканизм, сейсмичность, тектоническая активность, контрастность движений, которые позволяют говорить об активной континентальной окраине с островными дугами и внутренними морями типа Охотского, Японского и др.

Выводы. Рассмотренные особенности геологического развития Земли в мезозойскую и кайнозойскую эры показывают, что важнейшим событием этого времени являлся распад суперконтинента Пан-геи-2 и формирование современного структурного плана земной коры. Другим выдающимся событием было появление человека.

Раскалывание Пангеи-2 началось в среднем триасе, и Неотетис, если он не был унаследован от океана Палеотетис, разделил Лавразию и Гондвану. С ранней юры Средиземноморский пояс вступил в альпийский этап развития, причем часть герцинских складчатых сооружений, сформировавшихся в позднем палеозое, вновь подверглась раздроблению и опусканию. Дальнейшие события были связаны с постепенным распадом Гондваны и отделением материков друг от друга. В начале кайнозойской эры Австралия последней отделилась от Антарктиды.

После замыкания прото-Атлантического океана (океана Япетус) в среднем карбоне в течение примерно 140 млн. лет Лавразия и Гондвана были соединены вместе, пока в раннеюрское время не возникла система рифтов, вдоль которой началось образование уже современного Атлантического океана. В середине ранней юры раскрылась Центральная Атлантика и в это же время происходило раскрытие океана Тетис. В начале раннего мела образовалась Южная Атлантика, в апте-альбе - Северная Атлантика и к концу эоцена Атлантический океан уже был близок к современному.

В поздней юре стал формироваться Северный Ледовитый океан, причем его раскрытие шло от Северной Америки к Евразии и наличие срединно-океанского хребта Гаккеля и полосовых магнитных аномалий свидетельствует о спрединге как ведущем механизме.

Распад Гондваны привел к образованию современного Индийского океана, рисунок осей спрединга которого весьма прихотлив и гораздо более сложен, чем в Атлантике. С поздней юры Индийский океан появляется достаточно определенно, о чем свидетельствуют глубоководные скважины, вскрывшие верхнеюрские осадки, залегающие на базальтовой океанской коре.

Тихий океан в мезозое и кайнозое развивался сложно и многие моменты его истории, даже не столь отдаленной от наших дней, не могут быть решены однозначно. Судя по линейным магнитным аномалиям, было высказано предположение о возникновении в ранней юре трех литосферных плит: Кула, Фараллон и Феникс, и в месте их тройного сочленения в юрское время образовалась еще одна Тихоокеанская плита, которая в последующей истории быстро расширялась. В дальнейшем происходило взаимодействие этих плит, их перемещение, погружение океанской коры в зонах субдукции, что вызвало интенсивный известково-щелочной вулканизм островных дуг. В течение позднего мела Тихоокеанская плита, и плита Кула смещались к северу. Океанская кора последней поглощалась в зоне возникшей Алеутской островной дуги, которая обособила впадину Берингова моря от Тихого океана. Такое же поглощение океанской коры в зонах субдукции происходило в полосе активной окраины Юго-Восточной Азии, где сформировались островные дуги и окраинные моря типа Филиппинского.

В кайнозойскую эру важное значение приобрело Восточно-Тихоокеанское поднятие с осью спрединга на вершине, а плита Фараллон, расположенная к востоку от этой оси, стала поглощаться и раздробилась на плиты Кокосовую и Наска. В начале неогенового периода островные дуги и окраинные моря по западной периферии Тихого океана были сформированы примерно в современном виде. Скорость перемещения плит в пределах Тихого океана менялась, и в момент ее увеличения вулканизм в островных дугах становился более энергичным.

Такова, вкратце, картина жизни океанов в мезозое и кайнозое, установленная в настоящее время по данным геофизического изучения, драгирования и глубоководного бурения. Открытие или закрытие океанов и окраинных морей обусловлено движением литосферных плит. С перемещением этих плит было связано развитие Средиземноморского и Тихоокеанского подвижных поясов. Столкновение Евразии с Африкано-Аравийской плитой в олигоцене привело к закрытию океана Тетис, образованию альпийских горно-складчатых сооружений и передовых прогибов, сформировавшихся перед их фронтом, там, где горно-складчатые цепи граничили с более древними плитами. Во всех прогибах сосредоточены месторождения нефти и газа, нередко калийных и каменных солей. Складчатые сооружения, как правило, надвинуты на передовые прогибы с образованием надвиго-покровной структуры. Сами альпийские складчатые системы сильно сжаты и во многих местах океанская кора - офиолитовая ассоциация оказалась обдуцированной на континентальную, например, в районе Омана на востоке Аравийского полуострова.

Для складчатых систем характерно моновергентное строение с односторонним опрокидыванием складок в сторону жестких плит - на Карпатах, Кавказе, Динаридах, Загросе или дивергентное, как, например, в Альпах, Пиренеях. В кайнозойское время замкнулись и наиболее внутренние зоны Тихоокеанского пояса, но активные тектонические и вулканические процессы все еще продолжаются в Тихоокеанском кольце, иногда называемом «огненным», из-за обилия действующих вулканов. Кайнозойская эра ознаменовалась концентрацией континентов в Северном полушарии, тогда как Южное - стало океанским. Такая картина противоположна раннепалеозойской ситуации на земном шаре, когда океанским было Северное полушарие. Благодаря тому, что перемещение литосферных плит в рассматриваемый этап развития происходило преимущественно в широтном направлении, климатическая зональность была близка к современной, особенно начиная с кайнозойской эры. На трансгрессии и регрессии в мезозое и кайнозое большое влияние оказывало изменение объема собственно океанских впадин, а не только поднятия или опускания континентов. О. Г. Сорохтиным было показано, что усиленный рост срединно-океанских хребтов совпадает, с крупными трансгрессиями. На объем океанской впадины влияет и скорость спрединга. Если она повышена, объем срединно-океанских хребтов становится больше и на континентах фиксируется трансгрессия, и наоборот. Интервалы потепления, как правило, совпадают с трансгрессиями. И эти же временные отрезки оказываются наиболее благоприятными для расцвета организмов и растительности. Важно подчеркнуть, что трансгрессии и регрессии на различных континентах происходят одновременно, как, впрочем, и климатические изменения, что свидетельствует о развитии нашей планеты как единого целого, и какие-то изменения в одной ее части неизбежно должны вызвать реакцию в другой.

Дата добавления: 2013-12-13