БИЛЕТ № 18 2 страница

В геосинклинальных прогибах Северного Памира в течение девона, карбона и ранней перми накапливались мощные (3—10 км) осадочные и осадочно-вулканогенные формации. Наличие офиолитовой формации указывает на то, что эти прогибы развивались на земной коре океанского типа, т. е. были эвгеосинклинальными. В отличие от геосинклинальной Европейской области, здесь геосинклинальный режим был более длительным и закончился в середине пермского периода, хотя некоторые прогибы замкнулись еще до среднего карбона в результате судетской фазы складчатости. Герцинские складчатые структуры возникли также на месте Куньлуня, Циньлина и Сино-Тибетских гор. В поздней перми на территории Северного Памира начался оро-

генный этап, о чем свидетельствуют угленосные континентальные отложения и вулканиты позднепермского возраста. Они заполняли межгорные впадины. Вся остальная территория Азиатской геосинклинальной области (за исключением упомянутых геосинклинальных прогибов)

представляла собой в позднем палеозое, как и прежде, эпибайкальские срединные и краевые массивы. На их поверхности в условиях преимущественно мелководного эпиконтинентального морского бассейна шло накопление чехла, в составе которого известны девонские, каменноугольные и пермские преимущественно карбонатные отложения. В позднем палеозое очертания морского бассейна неоднократно менялись: временами он покрывал всю рассматриваемую территорию, а временами распадался на отдельные бассейны, заливы, лагуны,

между которыми возникали участки суши. Историю развития Средиземноморского геосинклинального пояса (так же как и других поясов) в позднем палеозое рассматривают с разных, часто диаметрально противоположных точек зрения. Одна из них базируется на троговой концепции, предусматривающей появление геосинклинальных трогов (прогибов) либо за счет погружения узких континентальных блоков по расколам, либо за счет раздвига блоков или горизонтального их смещения (сдвига) также по разломам. При этом предполагается постоянство сети глубинных разломов и отдается предпочтение вертикальным разнонаправленным движениям земной коры в процессе развития геосинклинальных структур. Размеры и положение Средиземноморского пояса согласно этой концепции в позднем палеозое были близки к современным. Согласно концепции тектоники плит, на месте Средиземноморского пояса в позднем палеозое продолжал существовать океан палео-Тетис. Контуры его и размеры не совпадали с современными очертаниями Средиземноморского пояса: он был значительно шире. По его северной окраине протягивались шельф, континентальный склон, краевые и внутренние моря, островные дуги и микроконтиненты, что позволяет приверженцам данной гипотезы видеть здесь активную континентальную окраину палео-Тетиса. Южнее островных дуг и микроконтинентов располагался океан палео-Тетис, еще южнее — пассивная обширная окраина материка Гондваны, на ней формировались мелководные осадки платформенного типа. Океанская впадина из-за столкновения материковых массивов Гондваны и Восточной Европы, а также субдукции океанской коры «закрылась», перестала существовать. В начале мезозоя здесь остался узкий шов, в котором до сих пор видны офиолиты. Гервдшский орогенез привел к замыканию большинства геосинклинальных прогибов на обширной территории Средиземноморского пояса. Для внутренней части пояса платформенный режим оказался неустойчивым; в течение мезозоя здесь происходило дробление коры и заложение новых геосинклинальных прогибов. Таким образом, в мезозойскую эру внутренняя часть пояса была вовлечена в геосинклинальное развитие. Внешние, краевые участки пояса, примыкающие к древним платформам, в течение мезозоя развивались как молодые эпипалеозойские платформы. Средиземноморский пояс в мезозойскую эру был занят крупным широтным океаном Тетисом, который отделял северный материк — Лавразию от южного материка — Гондваны. Краевые части Тетиса располагались на молодых платформах и на окраинах древних платформ. Внутренняя, большая часть Тетиса охватывала

геосинклинальные области. ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОБЛАСТИ Геосинклинальные области протягивались от Гибралтара через Южную Европу, Малую и Центральную Азию в район Индонезийского архипелага. В мезозое обособились три области: две, в которых в течение мезозойской эры происходило геосинклинальное развитие: Альпийская — на западе (Южная Европа, побережье Северной Африки, Малая Азия) и Индонезийская — на востоке (Индонезия, Бирма, часть Филиппин) * и третья область — Тибетско-Индокитайская, в которой в мезозое завершился геосинклинальный режим (Юго-Восточный Памир, Каракорум, Южный Тибет, Малакка, Вьетнам). АЛЬПИЙСКАЯ ОБЛАСТЬ Эта область протягивается от Гибралтара через Южную и Юго-Восточную Европу, Турцию, Иран и Афганистан к Индостанскому полуострову. В ее строении выделяют три широтные зоны: две внешние — северную и южную, преимущественно с миогеосинклинальным типом разреза мезозоя, и одну внутреннюю —- с разновозрастными системами прогибов, преимущественно эвгеосинклинального типа, с выходами ультраосновных пород вдоль протяженных зон глубинных разломов и крупными срединными массивами. Северная внешняя зона включает Пиренеи, Альпы, Карпаты, Стара-Планину, Горный Крым, Большой Кавказ, Большой Балхан, Копетдаг, Гиндукуш, южная —горы Риф, Телль-Атлас, Западный и

Восточный Тавр, Загрос, Киртхар и Сулеймановы горы. Внутренняя зона охватывает Апеннинский полуостров, Динарские и Понтийские горы, Малый Кавказ, Эльбурс, разделенные крупными массивами (Родопский, Сербско-Македонский, массивы Анатолии, Ирана и Афганистана). Мезозойская история Альпийской области была сложной и многообразной: 1) отдельные участки длительно развивались как геосинклинальные прогибы (Альпы, Большой Кавказ), 2) на других в течение значительной части мезозоя сохранились платформенные условия и только со второй 'половины мезозоя наступил геосинклинальный режим (Восточные Карпаты и др.), 3) обстановка, напоминающая платформенную, возникла с начала мелового периода (Большой Балхан, Горный Крым), 4) некоторые участки в течение мезозоя представляли собой срединные массивы, обрамленные геосинклинальными прогибами; временами они погружались ниже уровня моря и здесь накапливались осадки, близкие по типу к чехлу молодых платформ (массивы Родопский, Сербско-Македонский, Малой Азии, Ирана, Закавказья, Венгерской впадины и др.). В ряде структур ныне на поверхность выходят офиолитовые серии (Северные Апеннины, Понтийские горы, горы Тавра, Малый Кавказ), что может свидетельствовать о развитии мезозойских прогибов на коре океанского типа. В других случаях прогибы формировались на коре

континентального типа. Наиболее подробно изучены строение и развитие Альпийской геосинклинальной области в Европе и на юге СССР. Азиатская часть области изучена недостаточно. Для понимания основных закономерностей развития Альпийской области в мезозое кратко рассмотрим мезозойскую историю Альп, Кавказа и Горного Крыма. Альпы. Главнейшей

особенностью строения Альп является их сложная покровная структура. Каждый покров представляет собой ряд самостоятельных надвигов-чешуй, надвинутых с юга на север. Реконструкция первоначального положения этих покровов позволяет наметить общие черты структурно-фациальной зональности в истории развития Альп в мезозое. Триасовый период. В триасе территория Альп была занята морским бассейном. По северному краю Западных Альп накапливались мелководные лагунные и прибрежные отложения, грубые пески, доломиты, ангидриты с горизонтами базальтов и их туфов. В осевой части Альп и в Южных Альпах только нижний триас сложен песчаными и соленосными отложениями. В средне-позднетриасовую эпоху здесь формировалась мощная (до 2—3,5 км) толща известняков. Местами в составе среднетриасовых отложений присутствуют кремнисто-вулканогенные породы, а среди верхнетриасовых — известняки с аммонитами. Многие исследователи считают, что в триасовом периоде в пределах будущих Альп тектонический режим имел платформенный характер. Юрский период. В юре палеогеографическая и тектоническая обстановка на территории Альп существенно изменилась. В Западных Альпах возникли два геосинклинальных прогиба: внешний,

протягивающийся вдоль границы с платформой — Гельветско-Дофинейский, и внутренний — Пеннинский. Пеннинский геосинклинальный прогиб имел сложное строение: в нем выделялось несколько частных прогибов, разделенных поднятиями. Крайняя юго-западная часть этого прогиба была занята Пьемонтской геосинклиналью; последняя в мезозое отделена от Гельвет-

ско-Дофинейского прогиба поднятием — Бриансонской геоантиклиналью. Пеннинская эвгеосинклиналь обособляется еще в позднем триасе. Начиная с юры и в течение раннего мела она представляла собой глубоководный прогиб, в котором накапливалась мощная толща карбонатно-глинистых и алевритово-карбонатных осадков с эффузивами основного состава, превратившихся в результате метаморфизма в так называемые «блестящие сланцы» — филлиты с горизонтами яшм,. В Гельветско-Дофинейской миогеосинклинали наблюдается полный разрез юры (мощность более 3 км): темные глинистые сланцы с горизонтами известняков, песчаников и мергелей. В Бриансонской геоантиклинали разрез юры сокращенный (200—500 м); отсутствует

лейас, в среднеюрских отложениях встречаются угли, верхнеюрские известняки залегают трансгрессивно. Меловой период. Раннемеловая история Альп сходна с юрской. Западная часть Гельветско-Дофинейского прогиба представляла собой глубоководную впадину. На ее бортах формировались мелководные органогенные известняки, в осевой части — глубоководные мергели. Бриансонская геоантиклинальная зона в раннем мелу представляла собой островную гряду—Кордильеру, отделявшую дофинейскую часть внешнего прогиба Западных Альп от внутреннего Пеннинского прогиба, где продолжалось формирование «блестящих сланцев» с офиолитами. Тектонические движения, проявившиеся на рубеже раннего и позднего мела, существенно изменили структуру Альп. По-видимому, начиная с позднего мела осевая часть

испытывала поднятие и морские глубоководные условия сохранились только на отдельных участках. В разрезе отмечаются многочисленные перерывы в осадконакоплении. Встречаются лагунные и даже континентальные угленосные отложения верхнего мела. Наибольшее прогибание в позднемеловую эпоху происходило во внешней зоне Альп — в области Гельветско-Дофинейского прогиба; здесь накопились глубоководные карбонатные отложения верхнего мела, по мере движения на восток в них появляется флишевая ритмичность. Типичным флишем представлены верхнемеловые отложения на северном склоне Восточных Альп. В позднемеловую эпоху в области Альп происходили поднятия: наиболее крупными считают предсенонское и предпалеогеновое. Большой интерес представляет история развития Восточных Карпат. На протяжении большой части мезозоя (триас — начало мела) здесь в морских условиях накапливались карбонатные отложения платформенного типа. Лишь во вторую половину раннего мела образовался геосинклинальный трог, в котором в течение мелового периода формировался карбонатный и терригенный флиш. Кавказ входит в состав двух геосинклинальных систем: Крымско- Кавказской (Большой Кавказ) и Малокавказской (Малый Кавказ). Обособление обеих геосинклинальных систем произошло в начале мезозоя, они были разделены зоной поднятия — Закавказским срединным массивом. В течение юры и мела в их пределах формировались прогибы северо-западного направления. Большой Кавказ. Триасовый период. Отложения триаса на Большом Кавказе обнаружены на ограниченной площади. В ранне- и среднетриасовую эпохи здесь в морских условиях формировалась толща (600—900 м) известняков, залегающих с конгломератами в основании на более древних породах. Одновозрастные карбонатные породы известны на Скифско-Туркменской плите, свидетельствуя тем самым о единстве тектонической и палеогеографической обстановки на этой территории в начале мезозоя. Верхние горизонты среднего и верхний триас представлены глинисто-сланцевой толщей и рифовыми известняками с конгломератами. Начало накопления этой толщи, по-видимому, отвечает заложению геосинклинального прогиба, протягивающегося в Горный Крым. Юрский период. В раннеюрскую эпоху на месте Большого Кавказа продолжал развиваться геосинклинальный прогиб, в котором формировалась очень мощная толща глин с прослоями алевролитов, песчаников и сидеритов, участками имеющая типично флишевое строение. Осадконакопление сопровождалось излиянием лав кислого и основного состава. В средней юре на месте водораздельной части современного

хребта возникло геоантиклинальное поднятие. Прогибание локализовалось к северу и к югу от него. В северном прогибе (северный склон Большого Кавказа, Дагестан) формировалась очень мощная толща морских обломочных пород средней юры (песчаники, глины, алевролиты) с пачками континентальных угленосных отложений, а в узком южном прогибе —толща основных и средних лав байоса (2 км), на которых залегают глинистые сланцы батского яруса. В конце средней юры произошло поднятие, связанное с ростом и расширением Большекавказской геоантиклинали. В результате последующего погружения с поздней юры окончательно обособились два прогиба: широкий прогиб северного склона, занимавший также южную часть современной Скифской плиты, и узкий приразломный прогиб южного склона. В северном прогибе накапливались преимущественно карбонатные осадки верхней юры. В верхней части разреза (кимеридж—титон) залегают эвапориты. В южном прогибе формировался терригенно-карбонатный флиш. На месте осевой части Большого Кавказа располагалась островная гряда.

Меловой период. В течение мела на Большом Кавказе сохранились условия, близкие к позднеюрским. В широком северном прогибе накапливались терригенные и карбонатные отложения нижнего мела (около 1100 м) и карбонатные илы, превратившиеся затем в ме- лоподобные известняки верхнего мела (около 300 м). В южном прогибе происходило накопление мощной (более 5 км) серии терригенного и терригенно-карбонатного (ранний мел), а также карбонатного (поздний мел) флиша. Площадь и скорость роста Болылекавказской геоантиклинали не оставались постоянными, во вторую половину мелаимело место разрастание геоантиклинали и смещение участков прогибания к северу и к югу. Горный Крым. В позднетриасовую и раннеюрскую эпохи территория Горного Крыма была занята морским бассейном, в котором

происходило накопление мощной толщи терригенного флиша (таврическая серия). Вероятно, эта толща формировалась в едином прогибе, располагавшемся на территории Крыма и Большого Кавказа. В среднеюрскую эпоху морское осадконакопление локализовалось в двух широтно ориентированных зонах прогибов — северной (Бахчисарайский прогиб) и южной (Западно- и Восточно-Крымский) — разделенных геоантиклиналью, сложенной породами таврической серии. В разрезе байосского яруса широко распространены вулканические породы. В средней юре вулканизм был особенно активным в Восточном Крыму и проявлялся до поздней юры (Карадаг). В поздней юре в южной зоне прогибов формировались мощные карбонатные и глинистые отложения с крупными рифовыми массивами, окруженные шлейфами обломочных известняков и брекчий. Местами накапливались карбонатно-терригенные отложения флишевого типа. Северная часть Горного Крыма представляла собой сушу. Меловой период. В раннемеловую эпоху усилился рост геоантиклинального поднятия Горного Крыма, которое периодически выступало из-под уровня моря и в его пределах формировался резко расчлененный горный рельеф. Поэтому морские нижнемеловые отложения заполняют эрозионно-тектонические впадины, сплошным чехлом перекрывают разновозрастные комплексы на северном крыле антиклинального поднятия Горного Крыма и повсеместно развиты в Равнинном Крыму. В Западном Крыму распространены мелководные морские терригенные и карбонатные отложения, а в Восточном Крыму преобладают терригенные толщи значительной мощности. В позднемеловую эпоху Горный Крым являлся краевым геоантиклинальным поднятием Альпийской геосинклинальной области, которое было слабо выражено в рельефе морского дна. В его пределах происходило накопление карбонатных илов, впоследствии превратившихся в толщу мелоподобных известняков и мергелей, распространенных как в Крыму, так и на Кавказе. Малый Кавказ. Платформенный тектонический режим, характерный для Малого Кавказа в палеозойскую эру, продолжался до середины лейаса. Полуторакилометровая толща морских карбонатных отложений триаса, развитая на востоке Закавказья (Нахичевань), связана постепенным переходом с палеозойскими отложениями. В конце лейаса— начале средней юры произошло дробление континентальной коры на Малом Кавказе, образовался Сомхето-Кафанский прогиб, в котором накопилась многокилометровая толща эффузивов основного состава. Прогибание и морское осадконакопление здесь продолжалось и в позднеюрское время (эффузивы, органогенные известняки, обломочные породы). Поднятия на рубеже юры и мела привели к существенным изменениям структуры Малого Кавказа. Они сопровождались проявлением гранитного магматизма, складчатостью. Произошло замыкание Сомхето-Кафанского прогиба. В течение раннего мела отдельные участки

Малого Кавказа представляли собой сушу. Мелководный морской бассейн располагался к северу от нее, охватывая Закавказский срединный массив до флишевого прогиба южного склона Большого Кавказа. В конце раннего и в течение позднего мела возобновились прогибания. Это было связано с новым дроблением коры и заложением системы «поздних» геосинклинальных прогибов: Аджаро-Триалетского на западе, Севанского и Еревано-Ордубадского на юго-востоке. В формировании этих прогибов огромное значение имели глубинные разломы, с которыми было связано проявление магматизма основного состава. Наличие офиолитовых комплексов в Севанском синклинории свидетельствует о сильном раздроблении и разрушении (деструкции) континентальной коры и развитии прогиба на коре океанского типа. Для указанных прогибов характерны флишевые серии с пачками туфогенных пород. Общие закономерности мезозойской

истории развития Мезозойскую историю Альпийской геосинклинальной области можно разделить на три этапа, обусловленных последовательной структурной перестройкой области: ранний (ранний — средний триас), средний (поздний триас — юра) и поздний (мел). Ранний этап. После герцинских горообразовательных движений происходило выравнивание рельефа и общее прогибание Альпийской области. Сначала в наземных, а потом в лагунных и морских условиях

формировались красноцветные песчаники и глины, гипсы, доломиты и известняки. Широкое распространение карбонатных отложений среднего триаса (Альпы, Динариды, Карпаты, Кавказ и др.) свидетельствует о том, что в это время на всей территории Средиземноморского пояса тектонические условия были близкими к платформенным. Только в Загросе существовал геосинклинальный прогиб, в котором накапливались мощные серии триасовых отложений. Средний этап. В конце среднего триаса, с позднего триаса, местами со средней юры произошло заложение новых геосинклинальных прогибов. В результате вся область оказалась состоящей из обширных участков неглубокого моря, где тектонический режим и особенности осадконакопления были близки к платформенным (срединные массивы) и узких («ранних») геосинклинальных прогибов, в которых происходило образование глубоководных осадочных и вулканических толщ.

Существовали прогибы на Большом Кавказе, в Горном Крыму, на Малом Кавказе (Сомхето-Кафанский), в Альпах (Пеннинский и Гельветско-Дофинейский), в Динарских горах (Внутреннедиыарский и Вардарский и др.). Большинство этих ранних прогибов замкнулось в позднеюрскую эпоху в связи с проявлением горообразовательных движений на рубеже юры и мела. Особенно интенсивными эти движения были на востоке Альпийской области (Закавказье, Иран, Афганистан), где они сопровождались проявлением гранитного магматизма. На месте целого ряда прогибов возникли геоантиклинальные поднятия — островные гряды. Поздний этап характерен резкой дифференциацией тектонического режима и осадконакопления по всей области. В это время образовалась серия «поздних» прогибов. Часть из них унаследовала юрские прогибы (Большой Кавказ), но в большей степени они возникли за счет раздробления прежних срединных массивов и участков эпигерцинской платформы, примыкающей к Альпийской области. Появились

прогибы на Малом Кавказе, в Восточных Альпах, в Динаридах, в Западной и Восточной Анатолии, в Иране и Афганистане и др. Площадь срединных массивов резко сократилась. Преобладающим типом осадконакопления явился флиш — карбонатный и терригенный в раннем

мелу, преимущественно карбонатный — в позднем мелу. В конце позднего мела в большинстве районов Альпийской геосинклинальной области имело место общее поднятие, местами сопровождавшееся гранитным магматизмом. В строении эвгеосинклинальных прогибов в Альпийской области особое место занимают тела гипербазитов, образующие полосы с выходами серпентинитов в зонах глубинных разломов. Как правило, серпентиниты ассоциируются с разнообразными по составу и разновозрастными (юра — мел) магматическими и осадочными породами, образующими мощнейшие зоны тектонических брекчий (офиолитовая ассоциация). Такие зоны известны в литературе также под названием «колер меланж» (пестрая смесь) и развиты во многих районах Альпийской области (Турция, Иран, Закавказье и др.)- Присутствие офио-

лнтовых комплексов во многих участках Альпийской области свидетельствует о большой подвижности земной коры и о широком развитии процессов деструкции — раскалывания и раздробления континентальной земной коры.

Дата добавления: 2015-04-25