WWW.MASH.DOBROTA.BIZ
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - онлайн публикации
 

Pages:     | 1 || 3 | 4 |

«посвящают эту книгу авторы Александр Вольдемарович ПЕЙВЕ ( 1909- 1985) РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES GEOLOGICAL INSTITUTE PROBLEMS ...»

-- [ Страница 2 ] --

Уступы вместе с лежащими на их продолжении по простиранию депрессиями в пре­ делах САХ образуют рисунок, характерный для оперяющей системы левосторон­ него сдвига [Пейве и др., 1995]. С северо-востока депрессия ограничена крутым склоном, однако, на ее СВ продолжении до сочленения с рифтовой долиной САХ прослеживается прогиб того же простирания, дно которого лежит на глубинах до 3000 м, т.е. на 1200 м выше, чем в Граничном прогибе .

К области палеосочленения САХ— м А Х нами отнесен восточный отрезок же­ А лоба Конрад СВ простирания между 0°50' и 0°15' з.д. вместе с меридиональной де­ прессией шириной около 30 км (к востоку от углового поднятия). Депрессия посте­ пенно сужается к северу, а глубины в ней уменьшаются от 3300 до 3000 м. К севе­ ру от нее к рифтовой долине САХ протягивается цепочка субмеридиональных де­ прессий. Возможно, эти депрессии ранее являлись рифтовой долиной АмАХ. Про­ вести однозначную идентификацию магнитных аномалий, образованных в преде­ лах АмАХ, достаточно сложно. Более менее уверенно выделяются хроны вплоть до С2г. Далее на восток, возможно, имеются хроны вплоть до СЗАп (6,5 млн лет) .

Северное обрамление желоба в его самой восточной части представлено грядами и ложбинами с амплитудой рельефа 600-800 м, также изгибающимися к северу. Они отделены субширотной депрессией от выровненной поверхности у подножия хр. Шписс, двумя ступенями погружающейся к югу. Уступ, разделяющий эти ступе­ ни, и находящийся на верхней из них выступ хр. Шписс имеют СВ простирания, со­ ответствующие таковому разлома Буве, и условно относятся нами к структурам па­ леосочленения САХ-АфАХ .



ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ПОРОД

Структуры САХ. По данным [Le Roex et al., 1987; Dickey et al., 1977; Пейве и др., 1994, 1995], в пределах южного окончания САХ можно выделить три перекрываю­ щихся рифтовых сегмента (рис. 5). Детальное опробование показало, что в южном сегменте преобладают плагиоклаз-оливиновые мелкопорфировые, в централь­ ном - оливиновые микропорфировые, в северном явно доминируют крупнопорфи­ ровые, в основном плагиоклазовые с резко подчиненной ролью оливина, базальты .

Несколько севернее среди них описаны и пикритовые разности [Le Roex et al., 1987]. Пористые афировые базальты в небольшом количестве были подняты в южном сегменте рифта САХ (ст. S1848) .

Характер изменения данных базальтов типичен для океанических толеитов .

Закалочное стекло в той или иной мере, в зависимости от времени экспонирования образца на морском дне, палагонитизировано. В относительно крупных фрагмен­ тах пиллоу можно видеть, как вдоль трещин контракции, в зоне так называемого темного гало, в порах в незначительных количествах развиты кристаллиты глауко­ нита и гидроокислов железа, являющихся продуктами постэруптивного подводно­ го процесса. В более измененных разностях встречены смектиты и гидроокислы железа, замещающие оливин и заполняющие поры в объеме всего образца и хара­ ктеризующие стадию диагенетических преобразований базальтов .

На флангах САХ встречаются и более измененные породы. Наиболее распро­ страненным вторичным минералом в них является хлорит, развивающийся вместе с кварцем, амфиболом, цеолитами, иногда сульфидами, пиритом, халькопиритом, бонитом и др. Эта минеральная ассоциация характеризует относительно высоко­ температурные гидротермальные преобразования. Учитывая, что данные базаль­ ты часто тектонизированы, разбиты трещинами кливажа, наиболее вероятно, они были выведены к поверхности с более низких горизонтов океанической коры в ре­ зультате тектонических движений. Наиболее сильно тектонизированные и более глубинные породы (дайковый комплекс) подняты на западном фланге (ст. S1857) .





По данным изучения закалочных стекол [Simonov et al., 1996; Le Roex et al., 1987], магматизм, формирующийся в южной области САХ, относится главным об­ разом к деплетированным толеитам типа ТОР-2, широко развитым в пределах цен­ тральной и южной провинциях САХ. Вместе с тем в отдельных станциях вблизи се­ верного окончания хр. Шписс, где он ближе всего подходит к рифтовой долине САХ (ст. S1861, СН115-37), выявлены слабо обогащенные толеиты. Степень их обогащения по нормализованным (К/П)„ отношениям достигает 1,7 (см. рис. 2). На­ до отметить, что толеиты, драгированные на флангах (ст. S1857, S1866), также от­ носительно обогащены. Данные вариаций (КАП)„ по отношению к содержанию MgO показывают ограниченность дисперсии степени обогащения толеитовых рас­ плавов САХ по сравнению с магмами прилегающих структур (АмАХ, АфАХ, хр. Шписс). Из диаграмм видно, что стекла южного окончания САХ имеют относи­ тельно небольшой разброс в степени дифференциации (вариации MgO 6-8,5%), что характерно в целом для центральной и южной частей рифтовой системы Атланти­ ки. По содержанию Na8(2,1-3,2) и Fe8(8-11) они также достаточно стабильны и от­ носятся к типу ТОР-2 .

Область сочленения САХ-АфАХ. Доминирующей структурой этой области является хр. Шписс. Проведенные новые драгировки в его пределах позволяют бо­ лее полно воссоздать картину вулканизма. К числу главных особенностей вулка­ низма этого хребта относится широкое распространение афировых, реже 01-Р1Na, г (/i/ KT), 3,5 ев f* *x X* ** o D U П ® Й3 <

–  –  –

Dd * o

- 3 oS° ____ I __ 9 JO JO ^ M,eec% gO М,вес% дО 2,0г- К20^вес% S i0 2 Bec% jj v' on •/ JJ Z lJ x4 49 - г Ag AX +5 * 0 Д- 47 -L -I

-A -J J JO У 8 9 JO M,eec% gO MgQsec% Рис. 5. Диаграммы составов закалочных стекол 1 - АмАХ; 2 - АфАХ; 3 - САХ, 4 - хр. Шписс; 5 - разлом Буве порфировых и Cpx-Ol-Pl-порфировых пористых (10-30%) и сильно пористых (50-90%) базальтов (шлаков) и андезитов. Поры различного размера (от 0,2-0,5 мм до 10 мм) как округлые, так и вытянутые, причудливой формы. Пористые базаль­ ты слагают фрагменты как пиллоу, так и лавовых потоков. Пиллоу, как правило, уплощенные, с сохранившимися элементами текстуры потоков, отражающими его течение, с несколькими горизонтами закалочных зон, с крупными пустотами в при­ поверхностной части. Уплощенные фрагменты лавовых потоков, вероятно, харак­ теризуют кровлевую часть потока мощностью 5-7 см. Верхняя стекловатая зака­ лочная зона имеет “микрогрядовый” рельеф. Нижняя поверхность, напротив, обра­ зована очень сглаженными выпуклыми и вогнутыми формами, возникшими в ре­ зультате того, что в лавовом потоке на этом уровне формировался горизонт круп­ ных газовых полостей. Вытянутые поры в этих образцах располагаются субпарал­ лельно поверхности потока, образуя флюидальную текстуру. Сильно пористые вулканиты слагают небольшие обломки угловатой, иногда причудливой формы .

Среди них нередко встречаются витробазальты пемзовидного облика. В целом сильнопористые базальты, вплоть до шлаков, видимо, образуют насыпные вулка­ нические конуса вблизи вулканического жерла. Некоторые из этих образцов при раскалывании издают запах сероводорода .

Сильно пористые разности приурочены к обнаруженной и изученной кальдере в пределах хр. Шписс (ст. G9611, G9612). Пористые базальты, вероятно, также пре­ обладают в пределах небольших побочных вулканических построек (ст. G9614, А11-107-34). К флангам хребта количество пористых образцов убывает, но в под­ чиненном количестве они продолжают встречаться. Надо отметить, что в целом пористые базальты широко развиты и в пределах подводных склонов о-ва Буве, а также в центральной части сегмента АфАХ напротив острова, где они составляют 80-90% базальтов. Касаясь особенностей их химического состава, надо подчерк­ нуть, что существенных отличий от непористых базальтов, по имеющимся данным, не обнаружено. В то же время в районе о-ва Буве лавы, с пористостью более 20%, сильнее дифференцированы. По-видимому, это отражает достаточно длительную дифференциацию магм, протекавшую в относительно долгоживущих очагах, а так­ же характер их быстрого поступления на поверхность. Щелочные лавы, поднятые со склонов острова (ст. S 1819), также являются пористыми. В целом магмы хр. Шписс отличают относительная стабильность исходных составов и большая (более 60%) степень дифференциации расплавов [Le Roex et al., 1982]. Это хорошо видно из рис. 5. Средние значения Na8(2,2-2,8) в них достаточно стабильны и ниже, чем в базальтах юга САХ, что позволяет относить их к более глубинному типу ТО Р-1, выплавляемых на глубинах 25— км в ходе фракционного полибарического плавления мантии. Степень обогащения по (К/П)„ отношению лежит в интерва­ ле 1,5-2, что отличает их от более обогащенного сегмента АфАХ вблизи о-ва Бу­ ве. Отличительная особенность расплавов хр. Шписс - повышенное содержание ле­ тучих, Н20, достигающее в дифференцированных разностях 1-1,5% [Пущаровский и др., 1998] .

Особенностью базальтов хр. Шписс, помимо их повышенной пористости, явля­ ется характер их вторичных преобразований. Наряду с палагонитизацией стекла и отложением смектитов, аналогично базальтам САХ, в них нередко наблюдаются признаки высокотемпературного окисления, характеризующего этап постэруптив­ ных преобразований, происходящих в сильно окислительных, возможно, субаэральных условиях. Окислы и гидроокислы железа в той или иной мере замещают титаномагнетит, иногда оливин и клинопироксен во всем объеме породы, придавая ей красный цвет. Имеет место опацитизация оливина - выделение в нем тонкодис­ персного магнетита, делающего его непрозрачным в проходящем свете. На стенках пор иногда выделяется тонкодисперсный полиминеральный агрегат желтого цвета, среди которого, вероятно, присутствуют диопсид и слюда. Структура основной мас­ сы части базальтов заметно отличается многочисленным выделением тонкодис­ персного магнетита. Последнее также свидетельствует об относительно окисли­ тельных условиях кристаллизации расплава. Характерной чертой этой группы ба­ зальтов является также чрезвычайное обилие расплавных включений во вкраплен­ никах плагиоклаза .

Результаты опробования вулкана Шписс свидетельствуют о возможной связи пористости базальтов (но не шлаков) с глубиной излияния. Сильно пористые раз­ ности встречены в вершинной части вулкана, пористые - на вершинной части бо­ лее глубоко расположенного побочного вулкана и непористые - с нижележащих участков склона вулкана .

В восточной зоне дислокаций в ходе рейса нис “Геленджик” (1996 г.) опробо­ ваны несколько самостоятельных субширотных поднятий (ст. G9616, G9618) и тек­ тонический эскарп аналогичного простирания (ст. G9617) .

На ст. G9616, характеризующей небольшое поднятие, слегка вытянутое парал­ лельно хр. Шписс, получены пористые и сильно пористые базальты. При этом, ес­ ли первые покрыты корочкой Fe-Mn окислов мощностью 0,5 см, то вторые лише­ ны их. Вероятно, существовал временнбй интервал между формированием порис­ тых и сильно пористых магм, так как, во-первых, сильно пористые базальты в про­ тивоположность пористым были лишены Fe-Mn корки, а во-вторых, в составе брекчии, сцементированной Fe-Mn материалом, встречены лишь измененные пори­ стые базальты, иногда слегка окатанные .

На более южном субширотно вытянутом поднятии (ст. G9618) драгированы свежие базальты, с тонким налетом Fe-Mn окислов. Сравнительная молодость дан­ ной структуры, по-видимому, подтверждается и данными магнитной съемки. От хр .

Шписс к этой структуре в восточном направлении протягивается положительная магнитная аномалия, аналогичная по амплитуде таковой центральной части хр. Шписс (см. рис. 2) .

Если в качестве измерителя относительного возраста базальтов использовать мощность Fe-Mn корок, то самые молодые базальты встречены в осевой части хребта и в районе кальдеры вулкана Шписс. Структуры, удаленные от осевой час­ ти хребта к западу и востоку, а также основание вулкана Шписс сложены более древними базальтами, при этом, чем больше расстояние от оси хребта, тем древнее базальты. Это, как и данные магнитной съемки, свидетельствует о спрединговой природе хр. Шписс на ранних стадиях его образования и о последующем наложении на рифтовый вулканизм более позднего вулканизма центрального типа, который не ограничивается только осевой частью, на что указывают находки свежих ба­ зальтов к юго-востоку от хр. Шписс в зоне восточных дислокаций (ст. G9618) .

Вероятно, пространственная локализация более позднего вулканизма опреде­ ляется разрывными нарушениями субширотного простирания тектонической при­ роды. В их пределах, кроме того, были подняты тектонизированные базальты с хлоритом (ст. G9617). Отсутствие Fe-Mn корок на последних свидетельствует об от­ носительно молодом возрасте движений .

Драгировки разлома Буве в районе 54°20'ю.ш. в 18-м рейсе нис “Академик Николай Страхов” показали, что на южном борту разлома (ст. S 1809— 1811),S как и на северном [Dick et al., 1984] (ст. А 107-35, 36, 39, 40) широко развиты сильно серпентинизированные перидотиты, преимущественно гарцбургиты. Из­ мененные и/или метаморфизованные базальты, долериты и габбро также уста­ новлены в широком интервале глубин (ст. S1806-S1808, S 1810). Часть из них, по всей видимости, представляет собой породы дайкового комплекса. Об этом сви­ детельствуют характерные для этих пород “горячие” контакты типа “дайка в дайке”, наблюдаемые непосредственно в поднятых образцах. Подобные поро­ ды, описанные под названием плагиоклаз-порфировых диабазов [Le Roex et al., 1983], были подняты также на ст. А 107-35, 36, 37, расположенных на северном борту разлома Буве вблизи его соединения с хр. Шписс. Большинство пород брекчировано и гидротермально изменено с развитием смектита, хлорита, соссюрита, актинолита, пренита, эпидота (клиноцоизита), что свидетельствует об активных тектонических движениях в этом регионе, в результате которых эти породы оказались выведенными на поверхность дна .

Отличительная особенность вулканических пород, драгированных на скло­ нах разлома Буве, - чрезвычайное разнообразие петрографических типов, хотя преобладают плагиоклаз-порфировые базальты с подчиненным количеством микрофенокристов оливина и клинопироксена, которые были подняты практи­ чески на всех станциях, а также описаны ранее на ст. А107-35, 36, 37 [Le Roex et al., 1983] .

Наряду с сильно измененными были подняты непористые базальты со свежим закалочным стеклом (ст. S1810). По составу это N-MORB с умеренными (K/Ti)„ от­ ношениями в стеклах (0,7-1,0), что существенно ниже, чем в лавах хр. Шписс. Они характеризуются высокими значениями Na8 (около 3), аналогичными базальтам центрального рифтового сегмента САХ .

Пористые базальты встречаются в верхних частях обоих бортов разлома (ст. S1807, S 1810), а также' впределах южного склона субширотного поднятия, на­ ходящегося на линии хр. Шписс-о-в Буве (ст. S1811) .

В области палеосочленения САХ/Ш писс-АфАХ опробованы следующие стру­ ктуры: два поднятия в 15 км к югу от западной части разлома Буве меридионально­ го (ст. G9623) и субширотного (ст. G9622) простирания; борта впадины на прости­ рании разлома Буве в 50-70 км к югу от вершины хр. Шписс (ст. G9620 и G9621) и меридиональное поднятие на простирании САХ в 50 км к западу от вершины хр. Шписс (ст. G9610). Это более древние структуры, отвечающие несколько иной конфигурации тройного сочленения .

На поднятиях к югу от разлома Буве получены пористые базальты. Сущест­ венное отличие в том, что если на одном (ст. G9623) подняты полностью палагонитизированные сильно пористые стекла в составе брекчии, покрытой плотной кор­ кой Fe-Mn окислов мощностью 2 см, то на другом (ст. G9622) - относительно све­ жие базальты с тонкой рыхлой корочкой Fe-Mn окислов. Обе эти структуры, исхо­ дя из их расположения и простирания, могут быть связаны с хр. Шписс, являясь его продолжением на юго-восток .

На северном и южном бортах впадины, представляющих собой тектонические эскарпы, широко развиты микрогаббро и тектонизированные базальты. Мощ­ ность Fe-Mn окислов на обломках и обилие материала ледового разноса ( 50%) указывают на то, что это относительно древние структуры. Здесь имеются как из­ мененные, так и свежие базальты. Можно предположить, что первые отвечают бо­ лее древней коре, на которой позднее имело место возобновление вулканической деятельности .

На меридиональном поднятии к западу от хр. Шписс были получены в основ­ ном свежие, хотя и со смектитами, непористые базальты, покрытые тонкой плен­ кой Fe-Mn окислов. Базальты данной структуры, судя по данным признакам, име­ ют несколько более древний возраст, чем современные рифтовые, что совпадает с тем фактом, что данное поднятие не располагается в области современной положи­ тельной магнитной аномалии, хотя и находится на ее простирании. Это согласует­ ся с точкой зрения о реградации (отступлении) рифтового вулканизма САХ в се­ верном направлении .

Область сочеленения САХ-АмАХ. Граничный прогиб - глубокий трог СВ простирания, соединяет южный сегмент САХ и восточный АмАХ [Пейве и др., 1995]. Сам прогиб засыпан маломощными осадками, но с его северного борта, разбитого серией разломов, были подняты преимущественно оливин-плагиоклаз-порфировые базальты, хорошо раскристаллизованные долеритовые порфириты и долериты, представляющие дайковый комплекс, а также габбро (ст .

S1854-S1856). Тектоническое дробление и гидротермальная проработка с соссюритизацией плагиоклаза и амфиболизацией и хлоритизацией клинопироксенов, с развитием кварцевых жил, часто с сульфидами, характерны не только для габбро, но и достаточно обычны для вскрытых здесь долеритов и базальтов. В то же время встречаются и совершенно свежие эффузивы. В базальтовых стек­ лах несколько повышенное, по сравнению с рифтовыми САХ, отношение (K/Ti)„ 0,9-1,27 [Simonov et al., 1996] .

В восточном сегменте рифтовой долины А м А Х известна только одна драгировка СН115-38, где было поднято несколько образцов свежих плагиоклаз-порфировых базальтов [Dickey et al., 1977]. К сожалению, получить материал из рифта А м А Х нам не удалось .

В западной части разлома Конрад, за пределами области наших исследований, на северном его борту (ст. 1011-45, Ю 11-47) [Le Roex, Dick, 1981] описаны изменен­ ные (от слабой хлоритизации до развития актинолита, эпидота и альбита) афировые базальты и диабазы, причем, как и на ст. S1855, часть из них имеет закалочные контакты. Наряду с ними подняты измененные оливин-плагиоклаз-пироксеновые мелкопорфировые и оливин-плагиоклаз-порфировые базальты. Непосредственно в зоне сочленения разлома Конрад и следующего к западу сегмента АмАХ были подняты и габброиды [Le Roex et al., 1985] .

Нами исследована западная часть внутреннего углового поднятия, при этом ст .

G9602 характеризует низы, G9605 - среднюю и ст. G9604 - верхнюю части склона .

И в низах, и в верхах склона наряду с Ol-Pl-порфировыми и афировыми базальта­ ми присутствуют глубинные породы: габброиды, долериты, а на ст. G9604 и серпентинизированные гарцбургиты. Среди базальтов имеются: непористые базаль­ ты, покрытые Fe-Mn коркой мощностью до 1 см, иногда в виде окатанных облом­ ков, пористые - без Fe-Mn корок и непористые тектонизированные, свидетельству­ ющие наряду с фактом присутствия габброидов и ультрабазитов об интенсивных тектонических процессах, имевших место в ходе становления углового поднятия .

Пористые базальты отвечают более позднему этапу вулканизма в этом районе .

Эти этапы вулканизма были, видимо, разделены тектоническими движениями, в ходе которых глубинные породы были выведены в верхние горизонты океаниче­ ской коры, а сама структура была поднята на уровень моря, о чем свидетельству­ ют окатанные обломки базальтов .

В целом океаническая кора, вскрываемая разломом Конрад, в основных чертах (исключительно широкое развитие пород дайкового комплекса, сходные петрогра­ фические типы базальтов) аналогична коре, вскрываемой системой тектонических нарушений в западном борту Граничного прогиба .

Из структуры палеосочленения С А Х -А м А Х опробовано изометричное под­ нятие в 70 км к югу от вершины хр. Шписс в районе 55°18'ю.ш., 0°25' з.д. С его восточного склона (ст. G9619) получены не пористые базальты, покрытые Fe-Mn коркой мощностью около 2 см, и пористые базальты либо с маломощной кор­ кой, либо лишенные ее. Некоторые из океанических толеитов уже заметно из­ менены .

Таким образом, для области ТСБ наряду с вулканизмом, обусловившим форми­ рование основной части коры и представленным в основном различными по соот­ ношению вкрапленников непористыми базальтами, укладывающимися в рамки NT-MORB, характерно развитие пористых базальтов. И непористые и встречающи­ еся с ними в одних структурах пористые базальты (поры 30-80%) не имеют прин­ ципиальных различий в мантийных источниках. Пористые базальты, если судить по степени изменения и мощности Fe-Mn корок, в различных структурах имеют различный возраст и практически чаще всего изливались позже встречаемых вме­ сте с ними непористых базальтов, что свидетельствует о проявлении нескольких этапов вулканизма в пределах одной структурной зоны, местами разделенных тек­ тоническими движениями, и обновлении процессов магматизма в пределах ранее сформированных структур .

В районе ТСБ доминирующими являются две системы структур: первая, свя­ занная с движениями в системе САХ-АфАХ и вторая - в системе САХ-АмАХ. Си­ стема САХ-АфАХ включает разлом Буве, разделяющий смещенные сегменты срединно-океанических хребтов. Если считать, что разлом Буве изначально обра­ зовался как трансформный разлом с простиранием 45°, то, исходя из кинематиче­ ских построений, ему должны были соответствовать рифтовые сегменты, ориенти­ рованные по азимуту 135°. Действительно, в восточной части разлома (в районе ова Буве) к нему подходит сегмент АфАХ с таким простиранием. На западе карти­ на выглядит гораздо более сложной. Здесь, в районе южного окончания САХ, по­ следний расщепляется на две ветви. Простирание структур и линейных магнитных аномалий западной ветви САХ - 175-170°. Восточная ветвь в пределах САХ протя­ гивается по 135° до 54°50' ю.ш. Далее структуры САХ не прослеживаются, исчезая под более молодыми вулканическими структурами юго-западной части хр. Шписс .

Здесь имеются две магнитные аномалии, приблизительно ориентированные по ази­ муту 130-140° (ортогонально разлому Буве). Если считать, что они отвечают этапу спрединга на начальных этапах существования хр. Шписс (что является допущени­ ем), то положительная аномалия соответствует возрасту 1,8-2 млн лет, а отрица­ тельная - 0,8-1,8 млн лет. В этом случае линейную впадину западнее хр. Шписс с простиранием 45° можно считать западным продолжением разлома Буве. В северовосточной части хр. Шписс также имеется отрицательная линейная магнитная ано­ малия с простиранием 135°, возраст которой 0,8-1,8 млн. лет. Вероятно, ранее об­ ласть сочленения разлома Буве со структурами САХ, а позднее с хр. Шписс, кото­ рый заложился восточнее как рифтовая структура, параллельная восточной ветви САХ (возможно, они существовали как перекрывающиеся спрединговые центры), была расположена приблизительно в точке 55°10' ю.ш. и 0°05* в.д .

Такая конфигурация, скорее всего, сформировалась около 2 млн лет и, как мы предполагаем, на начальных этапах своего существования была нестабильной. Не­ стабильность могла быть обусловлена двумя факторами. Во-первых, в начальный период возникновения данной конфигурации вблизи точки тройного сочленения приблизились друг к другу два мантийных течения, сходящиеся потоки которых имели азимуты 60° (к востоку от оси САХ) и 45° (хр. Шписс). Из-за разницы в ази­ мутах направлений движений, которая составляла 15°, в зоне их соприкосновения возникали условия сжатия, которые отражались и на вышележащей океанической коре. Возможно, в ходе эволюции тройного сочленения действие данного процесса может ослабевать при появлении вдоль осевой (имеется в виду ось спрединга) ком­ поненты мантийного течения, так как для ТСБ известны периоды существования устойчивой конфигурации типа хребет-хребет-хребет [Sclater et al., 1976]. Однако в рассматриваемый временнбй интервал из-за возникновения второго дестабилизи­ рующего фактора - зарождения мощной вулканической системы хр. Шписс - это­ го не произошло. Данная вулканическая система возникла приблизительно 1,5-2 млн лет и, вероятно, связана с аномальным подтоком разогретого глубинного ман­ тийного вещества (плюм), что привело к неустойчивости ранее существовавших мантийных течений и вызвало усложнение кинематики движений в этом районе около 0,8 млн лет. Поступление базальтовых расплавов не компенсировалось спредингом в хр. Шписс, что привело к резкому нарастанию по вертикали самой вулка­ нической постройки, состоящей в настоящее время из лавовых потоков и много­ численных отдельных вулканических аппаратов разного размера. Относительное превышение хребта в настоящее время составляет 2-2,5 км от среднего уровня структур, на которых он расположен. Зона ареального вулканизма продвинулась также значительно южнее, залив трог разлома Буве. С этого времени отсутствуют какие-либо морфологические признаки трансформных перемещений по разлому Буве .

С этим же этапом связано формирование восточной зоны сдвиговых дислока­ ций. Здесь, в зонах тектонических эскарпов, соответствующих зонам сдвигов, вы­ ведены к поверхности дна тектонизированные и гидротермально измененные (хло­ рит, сульфиды) непорисгые базальты .

Магнитные аномалии этого района, как правило, имеют изометричную форму, либо слегка вытянуты по 70-80°. Отрицательные либо вытянуты по 55-60°, либо по 150°. По всей видимости, они отражают магнитное поле блоков коры, сформи­ рованной когда-то в пределах САХ, и в настоящее время развернутых и смещенных относительно исходного положения, в результате чего потеряли линейную ориен­ тировку. Кроме того, часть аномалий отражает собственно этап магматизма, свя­ занный с формированием зоны сдвиговых дислокаций. Это субширотные аномалии над изометричными поднятиями, видимо, вулканическими постройками, схожими с таковыми хр. Шписс, ориентированными в соответствии со сдвигами, возраст кото­ рых не древнее 0,8 млн лет. Структуры, вытянутые по 70-80°, прослеживаются и на южном борту разлома Буве, но в значительно редуцированном виде .

Как мы уже отмечали, сдвиги образовались в результате того, что азимуты спрединга в САХ и в АфАХ не совпадали. В результате образовались сколовые (сдвиговые) деформации, последовательно смещающие по азимуту 60° структуры САХ, прилегавшие к северному борту разломного трога Буве. При этом общий сдвиг сопровождается некоторым разворотом разбитых сдвигами второго порядка структур, поэтому последние имеют ориентировку не 60°, а 70-75°. В ходе движе­ ния по 60° происходит последовательное проскальзывание более северных блоков относительно более южных, что привело к последовательному уменьшению шири­ ны зоны сдвиговых дислокаций в восточном направлении. К востоку от восточно­ го интерсекта практически исчезает трог разлома Буве. Более того, след разлома постепенно изгибается в восточном направлении. К востоку от тройного сочлене­ ния спрединг в отдельных сегментах АфАХ имел азимут 45°. В то же время резуль­ тирующее смещение всей коры было близко к 60° .

Западная ветвь ТСБ построена иначе. Одна из главных структур этого района

- разлом Конрад - простирается по азимуту 85°. Разделяемые им рифтовые зоны имели азимут около 175°. Структуры такого простирания (170-175°) и соответству­ ющие им магнитные аномалии имеются непосредственно в районе сочленения с разломом и в пределах южной части САХ и могут быть подразделены на 2 группы .

Первая - это структуры и магнитные аномалии, образованные в пределах запад­ ной, имеющей ориентировку 175°, ветви САХ. Они следятся в южном направлении от 54°40' ю.ш., где рифтовая долина САХ расходится на 2 ветви. В юго-западном направлении прослеживается система поднятий и прогибов, разделенных крутыми эскарпами меридионального простирания. Изгиб структур и магнитных аномалий соответствует линии распространения мелких отриательных магнитных аномалий, выявленной ранее [Пейве и др., 1995] и имеющей простирание около 60° .

Таким образом, ранее 2 млн лет рифтовая долина САХ доходила приблизи­ тельно до 55°30' ю.ш. и 0°30' з.д. Кора, образованная в южной части этой ветви, как бы наталкивалась на препятствие в виде коры, образованной в пределах АфАХ .

Это привело к разрыву оси САХ и смещению его южной части к западу, вплоть до его современного положения. При этом образовалась специфичная структура Граничный прогиб, соединявший расходившиеся концы некогда единого сегмента САХ и представлявший одновременно зону сдвига .

ВЫВОДЫ

Область ТСБ характеризуется сложной геодинамикой развития трех спрединговых зон, обусловивших пестрый и противоречивый современный геодинамический облик региона. В районе южного окончания центрального сегмента САХ на­ блюдается изгиб простираний структур от юго-восточных (параллельных оси В районе ТСБ доминирующими являются две системы структур: первая, свя­ занная с движениями в системе САХ-АфАХ и вторая - в системе САХ-АмАХ. Си­ стема САХ-АфАХ включает разлом Буве, разделяющий смещенные сегменты срединно-океанических хребтов. Если считать, что разлом Буве изначально обра­ зовался как трансформный разлом с простиранием 45°, то, исходя из кинематиче­ ских построений, ему должны были соответствовать рифтовые сегменты, ориенти­ рованные по азимуту 135°. Действительно, в восточной части разлома (в районе ова Буве) к нему подходит сегмент АфАХ с таким простиранием. На западе карти­ на выглядит гораздо более сложной. Здесь, в районе южного окончания САХ, по­ следний расщепляется на две ветви. Простирание структур и линейных магнитных аномалий западной ветви САХ - 175-170°. Восточная ветвь в пределах САХ протя­ гивается по 135° до 54°50' ю.ш. Далее структуры САХ не прослеживаются, исчезая под более молодыми вулканическими структурами юго-западной части хр. Шписс .

Здесь имеются две магнитные аномалии, приблизительно ориентированные по ази­ муту 130-140° (ортогонально разлому Буве). Если считать, что они отвечают этапу спрединга на начальных этапах существования хр. Шписс (что является допущени­ ем), то положительная аномалия соответствует возрасту 1,8-2 млн лет, а отрица­ тельная - 0,8-1,8 млн лет. В этом случае линейную впадину западнее хр. Шписс с простиранием 45° можно считать западным продолжением разлома Буве. В северовосточной части хр. Шписс также имеется отрицательная линейная магнитная ано­ малия с простиранием 135°, возраст которой 0,8-1,8 млн. лет. Вероятно, ранее об­ ласть сочленения разлома Буве со структурами САХ, а позднее с хр. Шписс, кото­ рый зал ожил ся восточнее как рифтовая структура, параллельная восточной ветви САХ (возможно, они существовали как перекрывающиеся спрединговые центры), была расположена приблизительно в точке 55° 10' ю.ш. и 0°05' в.д .

Такая конфигурация, скорее всего, сформировалась около 2 млн лет и, как мы предполагаем, на начальных этапах своего существования была нестабильной. Не­ стабильность могла быть обусловлена двумя факторами. Во-первых, в начальный период возникновения данной конфигурации вблизи точки тройного сочленения приблизились друг к другу два мантийных течения, сходящиеся потоки которых имели азимуты 60° (к востоку от оси САХ) и 45° (хр. Шписс). Из-за разницы в ази­ мутах направлений движений, которая составляла 15°, в зоне их соприкосновения возникали условия сжатия, которые отражались и на вышележащей океанической коре. Возможно, в ходе эволюции тройного сочленения действие данного процесса может ослабевать при появлении вдоль осевой (имеется в виду ось спрединга) ком­ поненты мантийного течения, так как для ТСБ известны периоды существования устойчивой конфигурации типа хребет-хребет-хребет [Sclater et al., 1976]. Однако в рассматриваемый временнбй интервал из-за возникновения второго дестабилизи­ рующего фактора - зарождения мощной вулканической системы хр. Шписс - это­ го не произошло. Данная вулканическая система возникла приблизительно 1,5-2 млн лет и, вероятно, связана с аномальным подтоком разогретого глубинного ман­ тийного вещества (плюм), что привело к неустойчивости ранее существовавших мантийных течений и вызвало усложнение кинематики движений в этом районе около 0,8 млн лет. Поступление базальтовых расплавов не компенсировалось спредингом в хр. Шписс, что привело к резкому нарастанию по вертикали самой вулка­ нической постройки, состоящей в настоящее время из лавовых потоков и много­ численных отдельных вулканических аппаратов разного размера. Относительное превышение хребта в настоящее время составляет 2-2,5 км от среднего уровня структур, на которых он расположен. Зона ареального вулканизма продвинулась также значительно южнее, залив трог разлома Буве. С этого времени отсутствуют какие-либо морфологические признаки трансформных перемещений по разлому Буве .

С этим же этапом связано формирование восточной зоны сдвиговых дислока­ ций. Здесь, в зонах тектонических эскарпов, соответствующих зонам сдвигов, вы­ ведены к поверхности дна тектонизированные и гидротермально измененные (хло­ рит, сульфиды) непорисгые базальты .

Магнитные аномалии этого района, как правило, имеют изометричную форму, либо слегка вытянуты по 70-80°. Отрицательные либо вытянуты по 55-60°, либо по 150°. По всей видимости, они отражают магнитное поле блоков коры, сформи­ рованной когда-то в пределах САХ, и в настоящее время развернутых и смещенных относительно исходного положения, в результате чего потеряли линейную ориен­ тировку. Кроме того, часть аномалий отражает собственно этап магматизма, свя­ занный с формированием зоны сдвиговых дислокаций. Это субширотные аномалии над изометричными поднятиями, видимо, вулканическими постройками, схожими с таковыми хр. Шписс, ориентированными в соответствии со сдвигами, возраст кото­ рых не древнее 0,8 млн лет. Структуры, вытянутые по 70-80°, прослеживаются и на южном борту разлома Буве, но в значительно редуцированном виде .

Как мы уже отмечали, сдвиги образовались в результате того, что азимуты спрединга в САХ и в АфАХ не совпадали. В результате образовались сколовые (сдвиговые) деформации, последовательно смещающие по азимуту 60° структуры САХ, прилегавшие к северному борту разломного трога Буве. При этом общий сдвиг сопровождается некоторым разворотом разбитых сдвигами второго порядка структур, поэтому последние имеют ориентировку не 60°, а 70-75°. В ходе движе­ ния по 60° происходит последовательное проскальзывание более северных блоков относительно более южных, что привело к последовательному уменьшению шири­ ны зоны сдвиговых дислокаций в восточном направлении. К востоку от восточно­ го интерсекта практически исчезает трог разлома Буве. Более того, след разлома постепенно изгибается в восточном направлении. К востоку от тройного сочлене­ ния спрединг в отдельных сегментах АфАХ имел азимут 45°. В то же время резуль­ тирующее смещение всей коры было близко к 60° .

Западная ветвь ТСБ построена иначе. Одна из главных структур этого района

- разлом Конрад - простирается по азимуту 85°. Разделяемые им рифтовые зоны имели азимут около 175°. Структуры такого простирания (170-175°) и соответству­ ющие им магнитные аномалии имеются непосредственно в районе сочленения с разломом и в пределах южной части САХ и могут быть подразделены на 2 группы .

Первая - это структуры и магнитные аномалии, образованные в пределах запад­ ной, имеющей ориентировку 175°, ветви САХ. Они следятся в южном направлении от 54°40' ю.ш., где рифтовая долина САХ расходится на 2 ветви. В юго-западном направлении прослеживается система поднятий и прогибов, разделенных крутыми эскарпами меридионального простирания. Изгиб структур и магнитных аномалий соответствует линии распространения мелких отриательных магнитных аномалий, выявленной ранее [Пейве и др., 1995] и имеющей простирание около 60° .

Таким образом, ранее 2 млн лет рифтовая долина САХ доходила приблизи­ тельно до 55°30' ю.ш. и 0°30' з.д. Кора, образованная в южной части этой ветви, как бы наталкивалась на препятствие в виде коры, образованной в пределах АфАХ .

Это привело к разрыву оси САХ и смещению его южной части к западу, вплоть до его современного положения. При этом образовалась специфичная структура Граничный прогиб, соединявший расходившиеся концы некогда единого сегмента САХ и представлявший одновременно зону сдвига .

ВЫВОДЫ

Область ТСБ характеризуется сложной геодинамикой развития трех спрединговых зон, обусловивших пестрый и противоречивый современный геодинамический облик региона. В районе южного окончания центрального сегмента САХ на­ блюдается изгиб простираний структур от юго-восточных (параллельных оси В районе ТСБ доминирующими являются две системы структур: первая, свя­ занная с движениями в системе САХ-АфАХ и вторая - в системе САХ-АмАХ. Си­ стема САХ-АфАХ включает разлом Буве, разделяющий смещенные сегменты срединно-океанических хребтов. Если считать, что разлом Буве изначально обра­ зовался как трансформный разлом с простиранием 45°, то, исходя из кинематиче­ ских построений, ему должны были соответствовать рифтовые сегменты, ориенти­ рованные по азимуту 135°. Действительно, в восточной части разлома (в районе ова Буве) к нему подходит сегмент АфАХ с таким простиранием. На западе карти­ на выглядит гораздо более сложной. Здесь, в районе южного окончания САХ, по­ следний расщепляется на две ветви. Простирание структур и линейных магнитных аномалий западной ветви САХ - 175-170°. Восточная ветвь в пределах САХ протя­ гивается по 135° до 54°50' ю.ш. Далее структуры САХ не прослеживаются, исчезая под более молодыми вулканическими структурами юго-западной части хр. Шписс .

Здесь имеются две магнитные аномалии, приблизительно ориентированные по ази­ муту 130-140° (ортогонально разлому Буве). Если считать, что они отвечают этапу спрединга на начальных этапах существования хр. Шписс (что является допущени­ ем), то положительная аномалия соответствует возрасту 1,8-2 млн лет, а отрица­ тельная - 0,8-1,8 млн лет. В этом случае линейную впадину западнее хр. Шписс с простиранием 45° можно считать западным продолжением разлома Буве. В северовосточной части хр. Шписс также имеется отрицательная линейная магнитная ано­ малия с простиранием 135°, возраст которой 0,8-1,8 млн. лет. Вероятно, ранее об­ ласть сочленения разлома Буве со структурами САХ, а позднее с хр. Шписс, кото­ рый зал ожил ся восточнее как рифтовая структура, параллельная восточной ветви САХ (возможно, они существовали как перекрывающиеся спрединговые центры), была расположена приблизительно в точке 55° 10' ю.ш. и 0°05' в.д .

Такая конфигурация, скорее всего, сформировалась около 2 млн лет и, как мы предполагаем, на начальных этапах своего существования была нестабильной. Не­ стабильность могла быть обусловлена двумя факторами. Во-первых, в начальный период возникновения данной конфигурации вблизи точки тройного сочленения приблизились друг к другу два мантийных течения, сходящиеся потоки которых имели азимуты 60° (к востоку от оси САХ) и 45° (хр. Шписс). Из-за разницы в ази­ мутах направлений движений, которая составляла 15°, в зоне их соприкосновения возникали условия сжатия, которые отражались и на вышележащей океанической коре. Возможно, в ходе эволюции тройного сочленения действие данного процесса может ослабевать при появлении вдоль осевой (имеется в виду ось спрединга) ком­ поненты мантийного течения, так как для ТСБ известны периоды существования устойчивой конфигурации типа хребет-хребет-хребет [Sclater et al., 1976]. Однако в рассматриваемый временнбй интервал из-за возникновения второго дестабилизи­ рующего фактора - зарождения мощной вулканической системы хр. Шписс - это­ го не произошло. Данная вулканическая система возникла приблизительно 1,5-2 млн лет и, вероятно, связана с аномальным подтоком разогретого глубинного ман­ тийного вещества (плюм), что привело к неустойчивости ранее существовавших мантийных течений и вызвало усложнение кинематики движений в этом районе около 0,8 млн лет. Поступление базальтовых расплавов не компенсировалось спредингом в хр. Шписс, что привело к резкому нарастанию по вертикали самой вулка­ нической постройки, состоящей в настоящее время из лавовых потоков и много­ численных отдельных вулканических аппаратов разного размера. Относительное превышение хребта в настоящее время составляет 2-2,5 км от среднего уровня структур, на которых он расположен. Зона ареального вулканизма продвинулась также значительно южнее, залив трог разлома Буве. С этого времени отсутствуют какие-либо морфологические признаки трансформных перемещений по разлому Буве .

С этим же этапом связано формирование восточной зоны сдвиговых дислока­ ций. Здесь, в зонах тектонических эскарпов, соответствующих зонам сдвигов, вы­ ведены к поверхности дна тектонизированные и гидротермально измененные (хло­ рит, сульфиды) непорисгые базальты .

Магнитные аномалии этого района, как правило, имеют изометричную форму, либо слегка вытянуты по 70-80°. Отрицательные либо вытянуты по 55-60°, либо по 150°. По всей видимости, они отражают магнитное поле блоков коры, сформи­ рованной когда-то в пределах САХ, и в настоящее время развернутых и смещенных относительно исходного положения, в результате чего потеряли линейную ориен­ тировку. Кроме того, часть аномалий отражает собственно этап магматизма, свя­ занный с формированием зоны сдвиговых дислокаций. Это субширотные аномалии над изометричными поднятиями, видимо, вулканическими постройками, схожими с таковыми хр. Шписс, ориентированными в соответствии со сдвигами, возраст кото­ рых не древнее 0,8 млн лет. Структуры, вытянутые по 70-80°, прослеживаются и на южном борту разлома Буве, но в значительно редуцированном виде .

Как мы уже отмечали, сдвиги образовались в результате того, что азимуты спрединга в САХ и в АфАХ не совпадали. В результате образовались сколовые (сдвиговые) деформации, последовательно смещающие по азимуту 60° структуры САХ, прилегавшие к северному борту разломного трога Буве. При этом общий сдвиг сопровождается некоторым разворотом разбитых сдвигами второго порядка структур, поэтому последние имеют ориентировку не 60°, а 70-75°. В ходе движе­ ния по 60° происходит последовательное проскальзывание более северных блоков относительно более южных, что привело к последовательному уменьшению шири­ ны зоны сдвиговых дислокаций в восточном направлении. К востоку от восточно­ го интерсекта практически исчезает трог разлома Буве. Более того, след разлома постепенно изгибается в восточном направлении. К востоку от тройного сочлене­ ния спрединг в отдельных сегментах АфАХ имел азимут 45°. В то же время резуль­ тирующее смещение всей коры было близко к 60° .

Западная ветвь ТСБ построена иначе. Одна из главных структур этого района

- разлом Конрад - простирается по азимуту 85°. Разделяемые им рифтовые зоны имели азимут около 175°. Структуры такого простирания (170-175°) и соответству­ ющие им магнитные аномалии имеются непосредственно в районе сочленения с разломом и в пределах южной части САХ и могут быть подразделены на 2 группы .

Первая - это структуры и магнитные аномалии, образованные в пределах запад­ ной, имеющей ориентировку 175°, ветви САХ. Они следятся в южном направлении от 54°40' ю.ш., где рифтовая долина САХ расходится на 2 ветви. В юго-западном направлении прослеживается система поднятий и прогибов, разделенных крутыми эскарпами меридионального простирания. Изгиб структур и магнитных аномалий соответствует линии распространения мелких отриательных магнитных аномалий, выявленной ранее [Пейве и др., 1995] и имеющей простирание около 60° .

Таким образом, ранее 2 млн лет рифтовая долина САХ доходила приблизи­ тельно до 55°30' ю.ш. и 0°30' з.д. Кора, образованная в южной части этой ветви, как бы наталкивалась на препятствие в виде коры, образованной в пределах АфАХ .

Это привело к разрыву оси САХ и смещению его южной части к западу, вплоть до его современного положения. При этом образовалась специфичная структура Граничный прогиб, соединявший расходившиеся концы некогда единого сегмента САХ и представлявший одновременно зону сдвига .

ВЫВОДЫ

Область ТСБ характеризуется сложной геодинамикой развития трех спрединговых зон, обусловивших пестрый и противоречивый современный геодинамический облик региона. В районе южного окончания центрального сегмента САХ на­ блюдается изгиб простираний структур от юго-восточных (параллельных оси САХ) к южным. Линия изгиба прослеживается от рифтовой долины САХ вдоль борта Граничного прогиба и далее на юго-запад вплоть до разлома Конрад. Ее можно считать условной границей структур САХ и АмАХ .

Хр. Шписс в центральной части венчается изометричной вулканической по­ стройкой с хорошо развитой кальдерой. Хребет представляет собой сочетание вулканических гряд и лавовых потоков. В южной его части они залили желоб разлома Буве .

К востоку от хр. Шписс впервые выявлена зона дислокаций. На севере ее гра­ ницей является система эскарпов СВ простирания (совпадающего с направлением спрединга в САХ) между 54°30' и 54° ю.ш. и субширотные структуры на 54° ю.ш .

до восточного интерсекта разлома Буве. На юге она ограничена разломом Буве. В пределах самой зоны преобладают структуры ВСВ и субширотного простираний .

Простирания уступов и общий структурный план зоны дислокаций характерны для системы правостороннего сдвига .

По петрохимическому составу магмы сегмента АфАХ вблизи о-ва Буве и хр. Шписс идентичны. Это свидетельствует о распространении области аномально разогретой мантии, характерной для плюмовых районов, от о-ва Буве в северо-во­ сточном направлении до хр. Шписс. Эта область прослеживается под корой САХ и АфАХ и проявляется в спорадическом появлении более обогащенных лав типа Шписс и поднятия Буве, которые формируют самостоятельные структуры, на фо­ не N-MORB, характерных для ранее сформированных участков коры САХ и АфАХ. Их отличает от типичного ТОР-2, кроме того, пониженное содержание же­ леза в наиболее примитивных расплавах (Fe8 6-9). Глубокая степень дифференци­ рованности этих магм свидетельствует о существовании долгоживущих промежу­ точных очагов, не типичных для медленно-спрединговых срединно-океанических хребтов .

Современная конфигурация тройного сочленения не соответствует ни одному из ранее описанных. Не существует и самой точки, которая может быть названа Точкой тройного сочленения. Тройное сочленение Буве представляет собой об­ ласть, в которой отсутствуют классические сочленения типично разломных и рифтовых структур. Вместо этого имеются сложно построенные переходные зоны со своей геодинамикой и вулканизмом .

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундамен­ тальных исследований (РФФИ) (грант № 97-05-64737), а также частичной поддерж­ ке РФФИ (гранты № 96-05-65569 и 96-05-64292) .

ЛИТЕРАТУРА

Мазарович А.О., Пейве А Л., Зителлини Н., Перфильев А.С., Разницин. Ю.Н., Турко Н.Н., Симо­ нов В А., Аверьянов С.Б., Бортолуци А., Булычев А Л., ГаспериниЛ., ГилодД.А., Гладун В.А., Ев­ графов Л М., Ефимов В.Н., Колобов В.Ю.,Лиджи М.,Лодоло Э., Перцев А.Н., Соколов С.Ю., Шуто Ф. Морфоструктура района острова Буве // Докл. РАН. 1995. Т. 342. № 3. С. 354-357 .

Пейве А.А., Зителлини Н., Перфильев А.С., Мазарович А.О., Разницин Ю.Н., Турко Н.Н., Симонов В.А., Аверьянов С.Б., Бортолуци Д., Булычев А.А., ГаспериниЛ., Гилод Д.А., Гладун В А., Евгра­ фов Л.М., Ефимов В.Н. и др. Строение Срединно-Атлантического хребта в районе тройного сочле­ нения Буве // Там же. 1994. Т. 338, № 5. С. 645-648 .

Пейве А.А., Перфильев А.С., Пущаровский Ю.М., Симонов В.А., Турко Н.Н., Разницин Ю.Н. Строение района южного окончания Срединно-Атлантического хребта (тройное сочленение Буве) // Геоте­ ктоника. 1995. № 1. С. 51-68 .

Пущаровский Ю.М. Тектоника и геодинамика спрединговых хребтов Южной Атлантики //Там же. 1998 .

№4. С. 41-52 .

Пущаровский Ю.М., Симонов В.А., Пейве А.А., Колобов В.Ю., Тикунов Ю.В., Мельгунов М.С. Взаимос­ вязь геохимических особенностей базальтов с геодинамическими обстановками в районе тройного сочленения Буве (Южная Атлантика) // Докл. РАН. 1998. Т. 361, № 2. С. 1-4 .

Cande S.C., Kent D.V. Revised calibration of geomagnetic polarity time scale for the Late Cretaceous and Cenozoic III. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, № B4. P. 6093-6095 .

Carrara G., Bortoluzzi G., Zitellini N.. Bonatti E., Brunelli D„ Cipriani A., Fabretti P., Gasperini L., Ligi M., Penitenti D., Sciute F., Mazarovich A., Peyve A., Turko N., Skolotnev S., Gilod D. The Bouvet triple junction region (South Atlantic): a report on two geological expeditions // Giom. geol. Ser. 3a. 1997. Vol. 59, № 1/2 .

P. 19-33 .

Dick H J., Fisher R.L., Bryan W.B. Mineralogical variability of the uppermost mantle along mid-ocean ridges // Earth and Planet Sci. Lett. 1984. Vol. 69, M 1. P. 88-106 .

s Dickey J.S., Frey F.A., Hart S.R., Watson E.B. Geochemistry and petrology of dredged basalts from the Bouvet triple junction: South Atlantic // Geochim. et cosmochim. acta. 1977. Vol. 41. P. 1105-1118 .

Le Roex A.P., Dick H J. Petrography and geochemistry of basaltic rocks from the Conrad fracture zone on the America-Antarctica ridge // Earth and Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 54. P. 117-138 .

Le RoexA.P., Dick H., Erlank AJ., Reid AM., Frey F.A, Hart S.R. Geochemistry, mineralogy and petrogenesis of lavas erupted along the Southwest Indian Rige between the Bouvet triple junction and 11 degrees East // J .

Petrology. 1983. Vol. 24, Pt 3. P. 267-318 .

Le RoexA.P., Dick H., Gulen L., Reid AM., Erlank A J. Local and regional heterogeneity in MORB from the MidAtlantic Ridge between 54, 5S and 51 S: Evidence for geochemical enrichment // Geochim. et cosmochim .

acta. 1987. Vol. 51. P. 541-555 .

Le Roex A.P., Dick H., Reid AM., Frey FA., Erlank A J. Petrology and geochemistry of basalts from the American-Antarctic Ridge, Southern Ocean: implications for the westward influence of the Bouvet mande plume // Contrib. Miner, and Petrol. 1985. Vol. 90. P. 367-380 .

Ligi M., Bonatti E., Bortoluzzi G., Carrara G., Fabretti P., Penitenti D., GilodD., Peyve A., Skolotnev S., Turko N .

Death and transfiguration of a triple junction in the South Atlantic. // Science. 1997. Vol. 276. P. 243-245 .

Ligi M., Bonatti E., Bortoluzzi G., Carrara G., Fabretti P., Zliellini N., Gilod D., Peyve A., Skolotnev S., Turko N .

Bouvet triple Junction in the South Atlantic: Geology and evolution // J. Geophis. Res. 1999 .

Mitchell N.C., Livermore RA. Spiess ridge: An axial high on the slow spreading Southwest Indian ridge // Ibid .

1998. Vol. 103, M B7. P. 15457-15471 .

b Sclater J.G., Bowin C., Hey R., Haskins H., Peirce J., Phillips J., Tapscott C. The Bouvet triple junction II Ibid .

1976. Vol. 81. P. 1857-1869 .

Simonov VA., Peyve A A., Kolobov V.Yu., Milosnov A A., Kovyazin S.V. Magmatic and hydrothermal processes in the Bouvet triple junction region (South Atlantic) // Terra Nova. 1996. Vol. 8. P. 45-424 .

СТРУКТУРНЫ Й ФАКТОР В ДИАГНОСТИКЕ И ОЦЕНКЕ

АМПЛИТУД КРУПНЫХ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЕРЕМЕЩ ЕНИЙ

А.И. Суворов Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

Согласно господствующим современным представлениям, важнейшая роль в формировании тектонических структур принадлежит крупным горизонтальным перемещениям, амплитуда которых составляет многие сотни и первые тысячи ки­ лометров. В виде литосферных плит, разной величины континентальных глыб, блоков, пластин и т.д. отдельные части верхних оболочек Земли находятся в состо­ янии непрерывно-прерывистых перемещений, двигаясь то на север, то на запад или восток с теми или иными отклонениями и вращаясь при этом по часовой или про­ тив часовой стрелки. При расхождении они образуют океанические палеобассей­ ны, при сближении между ними возникают смятые сутурные зоны, сложенные фрагментами океанической коры. Общая картина движений, как показали выпол­ ненные реконструкции, выглядит очень сложно, нередко противоречиво или вовсе хаотически, поскольку многие параметры, как направление, амплитуда, скорости и возраст перемещений, а также механизмы и действующие силы определяются поразному и остаются в общем неясными. Положение усугубляется еще и тем, что в реконструкциях часто происходит смешение гетерогенных понятий (например, па­ леогеографических, климатических, вещественных и др.) и подмена ими понятий собственно структурно-тектонических, хотя очевидно, что все они являются содер­ жанием разных методик исследования, приводящих к разным результатам .

Фактической основой для установления глобальных горизонтальных переме­ щений служат преимущественно палеомагнитные данные. Их анализ направлен в основном на отыскание полюсов вращения соседствующих пар литосферных плит и установление движений этих пар относительно условно неподвижной какой-либо третьей плиты. При этом методика требует “чистки” и “отбраковки” образцов гор­ ных пород, которые ранее были подвергнуты действию либо высоких температур, либо сильной складчатости, либо интенсивным тектоническим подвижкам. Струк­ турные данные из кинематического анализа, таким образом, практически выпада­ ют, если не считать скупых упоминаний о зонах “торошения”, горообразования и складчатости перед фронтом двигающихся плит или о “горячих точках” под этими плитами, которые, оставаясь на месте, их “прожигают” и трассируют направление их движений .

Между тем структурные данные в установлении горизонтальных подвижек как, например, веерообразное строение некоторых горных хребтов, S-образные и лежачие складки, складчатые дуги, горизонтальные сдвиги, асимметрия горных це­ пей и т.д. успешно использовались в прошлом (Г.Б. Соссюр, А. Дюмон, А. Эшер, Э. Зюсс, И.Д. Черский, И.В. Мушкетов и др.). Неоднократно предпринимались по­ пытки количественного подсчета амплитуд горизонтальных перемещений. В 1878 г. А. Гейм подсчитал, что в Юрских горах складки уменьшили окружность Зе­ мли на 5200 м, а складчатость всей Альпийской системы - на 120 км. Позже Г. Штилле (1913 г.) вычислил, что в Гларнских Альпах сокращение земной поверх­ ности составило 1/6 часть первоначальной их ширины, а размеры общего сокраще­ ния Аппалач, по А. Кейсу (1923 г.), составили 320 км. В это же время Р. Штауб (1924 г.) сделал попытку “расправить” альпийские складки и покровы ме­ жду Шварцвальдом и Африкой и пришел к выводу, что по сравнению с современ­ ным расстоянием (1800 км) дистанция разделения составила от 3000 до 3500 км; это им было связано с перемещением Африки на север .

В последние десятилетия структурные исследования получили развитие в двух направлениях —расширенной комплексной детализации и укрупнения структур до глобальных размеров. На первом пути [Структурные парагенезы..., 1997] анализ структур стал многоранговым, от крупных ансамблей до микроструктурных форм .

Была выявлена ведущая роль тектонического течения и сгресс-метаморфизма, а механическая деформация предстала в виде химико-механической, с растворением, перекристаллизацией и пере отложением вещества. Наметились многочисленные и самые разнообразные структурные парагенезы с их многофакторной организаци­ ей. Соответственно возникли новые проблемы - генезиса внутренних структур и парагенеза в целом, наложения парагенезов друг на друга, ранжирования парагене­ зов, взаимодействия разного типа движений и химико-механических состояний де­ формируемого вещества, сочетания объемных, плоскостных и вихревых тектони­ ческих потоков и т.д. (А.В. Лукьянов, М.А. Гончаров, М.Г. Леонов, Ю.В. Мюллер, Е.И. Паталаха, В.В. Эз и др.). В итоге задача количественного определения дислоцированности и амплитуд горизонтальных и связанных с ними вертикальных дви­ жений оказалась весьма затруднительной, хотя понимание самого процесса дефор­ маций стало более совершенным и перспективным аналитически .

Второй путь изучения структур, которому много внимания уделил А.В. Пейве, был направлен на выявление комплексными геолого-геофизическими методами тех элементов, которые можно считать “свидетелями” крупнейших литосферных перемещений как на континентах, так и в океанском дне. Сюда вошли тектониче­ ские покровы и надвиги с суммарной амплитудой в десятки и сотни километров, го­ ризонтальные сдвиги в сотни и первые тысячи километров, раздвиговые и грабенрифтовые структуры в десятки и сотни километров, наконец, крупные парагенезы “сдвиг-надвиг“, “надвиг-раздвиг“, тектонопары типа “поднятие-депрессия” и т.д .

Особое внимание было уделено явлениям послойного перетекания вещества зем­ ной коры и верхней мантии на многие сотни километров, вызывающие увеличение мощности земной коры до 70 км и более или ее адекватное сокращение .

Глобальные закономерности распространения и геокинематические соотноше­ ния всех этих элементов земной структуры в целом далеко еще не выявлены и не охарактеризованы, но подходы к реальным оценкам амплитуд крупных литосфер­ ных перемещений по ним отчётливо намечаются .

Ниже приводятся необходимые примеры, которые иллюстрируют качествен­ ную и количественную подвижность отдельных участков литосферы, а также мно­ гообразие ее морфотектонического выражения и действующих механизмов .

ОСНОВНЫЕ ФОРМЫ СТРУКТУРНОГО ВЫРАЖЕНИЯ ДВИЖЕНИЙ В ЛИТОСФЕРЕ

Механизм “тисков”. Этот механизм преобладающего сжатия выражен лучше всего в подвижных геосинклинальных областях и обусловлен сближением лито­ сферных плит и крупных глыб или блоков, при столкновении которых возникают протяженные, чаще всего прямолинейные и сильно деформированные пояса. Каж­ дый из них состоит из серии чередующихся зон и подзон, сложенных резко отлич­ ными литолого-стратиграфическими комплексами, сформированными в гетеро­ генных депрессионно-орогенных условиях; неотъемлемой частью разрезов явля­ ются залежи, линзы и толщи олистостромов, меланжа, динамосланцев и зеленокаменно-измененных пород .

Интенсивная складчатость представлена многообразием форм и повсеместно сочетается с крупными шарьяжами, надвигами и поддвигами, а также сдвигами, на­ правление и характер которых контролируются гипсометрическими уровнями кро­ вли сближающихся литосферных блоков и азимутами их движений. Некоторые из продольных разломов имеют облик сутурных швов, которые и намечают линии столкновения блоков. Нередки также сквозные поперечные разломы сбросо-сдвиРис. 1. Основные механизмы движений в земной коре 1 - крупные шовные зоны; 2 - разломы без подразделений; 3 - надвиги; 4 - сдвиги; 5 - оси спрединга; 6 - рои даек; 7 - оси складок; 8 - зоны осадочной и вулканогенно-осадочной седиментации; 9 - неовулканические зоны. I-XI - названия механизмов (см. в тексте) гового или надвиго-сдвигового характера, дополнительно фиксирующие крупные горизонтальные перемещения масс с амплитудой в десятки и первые сотни кило­ метров. Характерны также существенные орогенные движения .

Линейным поясам свойственны эпизодические проявления вулканизма, высо­ кие тепловые потоки и сейсмичность. В историческом плане сближение литосфер­ ных блоков не было перманентным - ему могли предшествовать длительное растя­ жение и последующие (сопутствующие) локальные и кратковременные проявле­ ния рифтинга .

В качестве наиболее типичного примера линейного складчато-покровного по­ яса в континентальной коре назовем Урал (рис. 1, I). Этот пояс, возникший при сближении докембрийско-палеозойских блоков Русской плиты и Зауралья, имеет длину до 2700 км и ширину в среднем около 500 км, включая в себя, как известно, несколько продольных зон: Предуральский краевой молассово-флишевый прогиб, Западноуральскую карбонатно-терригенно-кремнистую зону с наиболее крупны­ ми, нередко чужеродными аллохтонными пластинами, Уралтаускую зону с преоб­ ладающими выходами докембрия, Главный Уральский глубинный разлом типа сутурного шва, Тагило-Магнитогорскую зеленокаменную зону с породами симатического облика и, наконец, Урало-Тобольское поднятие с преобладанием гранитоидов [Дымкин и др., 1984] .

Сжатие и сокращение Уральского пояса относится в основном к позднему па­ леозою и отчасти к мезозою и кайнозою, что нашло выражение в образовании раз­ ного типа складок, чешуйчатых надвигов и шарьяжей с суммарной амплитудой пе­ рекрытий от 50 до 150 км [Камалетдинов, 1974; Тектоника..., 1974], а также сбро­ сов, взбросов и местных грабен-рифтов, возникавших на фоне длительно развивав­ шихся и мигрирующих тектонопар “поднятие-депрессия” [Суворов, 1990]; харак­ терны в отдельных участках секущие (поперечные и диагональные) сдвиги с амп­ литудами, близкими к покровным [Плюснин, 1977], средняя скорость движений около 1,8 см/год .

Согласно геофизическим данным [Беляевский, 1974; Тектоника..., 1974; и др.], мощности глубинных слоев, как и приповерхностных, изменяются от поднятий к депрессиям. Гранитный слой, например, в приподнятой Зилаиро-Башкирской глы­ бе имеет мощность 15-18 км, а в соседней Магнитогорской (опущенной) она сокра­ щается до 10-12 км; базальтовый слой, наоборот, резко увеличен в Магнитогор­ ской глыбе (до 27-30 км) и сильно сокращен в Зилаиро-Башкирской. Одновремен­ но поверхность Мохоровичича на Свердловском профиле в Центральной части Урала приподнята до 38 км, а восточнее она опущена до 46 км .

На разных глубинах [Краснопевцева, 1978] отмечены волноводы, близкие к по­ верхностям М и К, которые могут быть интерпретированы под Уралом как поверх­ ности тектонического срыва и скольжения масс. Поражает обилие отражающих сейсмических площадок, однообразно воздымающихся с востока на запад или рас­ положенных горизонтально; их несогласие с линиями равных скоростей позволили высказать предположение о существенной роли глубинных надвигов [Нечеухин и др., 1986] .

Таким образом, давление плит на Уральский пояс с запада и востока вызвало целый ряд структурных и кинематических последствий - это расслоенность земной коры вплоть до поверхности М, скольжение пластин на разных глубинных уровнях, перетекание пород из-под депрессий в поднятия, сопряженность структур сжатия со структурами растяжения, неоднократная трансформация горизонтальных движе­ ний в вертикальные. Все это затрудняет точный подсчет амплитуд горизонтальных перемещений. Указанные выше пределы в 50-150 км являются, очевидно, мини­ мальными. На разных глубинах, от одной пластины к другой, амплитуда может су­ щественно изменяться .

В переходной от континента к океану области примером аналогичного пояса может служить западный край Северо-Американского материка, где этот пояс воз­ ник при поддвиго-надвиговом сближении Тихоокеанской и Северо-Американской плит в позднем палеозое и продолжал развитие в мезозое и кайнозое. Размеры по­ яса более значительны - длина до 6000 км, ширина около 1000 км. Также характер­ на меридиональная зональность, например, между 50 и 60° с.ш. выделяются [Мон­ тер и др., 1974] миогеосинклинальная зона Скалистых гор, кристаллическая зона Оминека (метаморфиты, гранитоиды), эвгеосинклинальная межгорная зона с оке­ анической корой в основании, Береговая зона метаморфитов и вулканитов, нако­ нец, Островная зона эвгеосинклинальных вулканических и осадочных пород. Все домезозойские образования Канадских Кордильер возможно аллохтонны с движе­ нием в основном к западу, с чем связано значительное увеличение мощности коры .

Суммарная амплитуда горизонтальных перемещений превосходит 500 км при скоростах от 1,1 до 3,6 см/год [Кучай, Вэссон, 1980; Пущаровский, Меланхолина, 1992] .

Известны поперечные сдвиги с амплитудой от 190 до 400 км [Монтер и др., 1974] .

В отличие от Уральского пояса, в переходной от континента к океану области морфологическое и геодинамическое выражение механизма “тисков” более мас­ штабно и по размеру охваченных площадей, и по амплитуде, и скорости горизон­ тальных движений. Возможно, это связано с большим прогревом и подвижностью литосферы по мере приближения к океанической коре .

В собственно океанической области подобные структуры пока не выявлены, но признаки их былого существования с достаточной достоверностью были устано­ влены А.В. Пейве [1975]. Он показал, что на месте Срединно-Атлантического хребта в дорифтовую стадию развития существовал тектонический пояс с много­ численными следами сжатия в виде полосчатых сгресс-амфиболитов, плойчатых зеленосланцевых базальтов, милонитизированных перидотитов и плагиогранитов и т.д., поднятых в обломках при драгировании .

Механизм горизонтального сдвига. Горизонтальные сдвиги (см. рис. 1, П) полу­ чили глобальное распространение. В виде относительно широких и глубоких вер­ тикальных швов они протягиваются на многие сотни и первые тысячи километров, рассекая с большим смещением крупные структурно-фациальные зоны; обуслов­ лены сдвиги действием сжимающих или растягивающих напряжений, приложен­ ных к этим зонам под косыми углами .

Структурные рисунки сдвиговых зон довольно однообразны: от главного шва в обе стороны под острыми углами отходят, постепенно затухая, складки и полускладки волочения, сопровождающиеся надвигами (по ходу смещения), сбросами (против хода смещения) и многочисленными, нередко заполненными магматиче­ ским материалом, трещинами отрыва и скалывания. При конседиментационном развитии присдвиговые складки, а также участки прогибания или поднятий мигри­ руют в направлении движения и нередко дугообразно изгибаются, а системы тре­ щин с их магматическим выполнением поворачиваются по часовой или против ча­ совой стрелки .

По всем этим данным общую амплитуду сдвигания определить невозможно, лишь по интенсивности и размерам площадей, охваченных такой деформацией, можно предполагать, велика ли амплитуда или незначительна. Критерием точных определений являются разрывы и смещения структурно-фациальных зон, генети­ чески не связанных со сдвигами, но рассеченных и по-разному передвинутых в раз­ ных литосферных оболочках .

В континентальной коре амплитуды сдвигов измеряются десятками и первыми сотнями километров. По различным оценкам, сведенным в работах автора [Суво­ ров, 1994; и др.], наибольшие значения, порядка 150-200-250 км, установлены лишь для некоторых разломов (Таласо-Ферганский, продольный Мурзинский на Урале, Сихотэ-Алиньский, Чингизский с продолжением в Западно-Сибирскую плиту и др.). Протяженность этих нарушений несколько превосходит 1000 км, ширина зо­ ны влияния около 50 км, глубина ограничивается поверхностями К или М, а сред­ няя скорость смещения составляет 0,5-2 см/год .

В переходных от континента к океану областях картина несколько изменяется .

Протяженность сдвиговых зон возрастает до 1000-3000 км, ширина до 100 км (СанАндреас, Альпийский сдвиг Н. Зеландии и др.). Наибольшая величина смещения по разлому Сан-Андреас составляет 500-560 до 720 км с меняющейся скоростью от 0,5 до 4 см/год [Никонов, 1975]. В Н. Зеландии амплитуда равна 480 км при наиболь­ шей скорости до 4,6 см/год. Таким образом, в направлении к океану намечается уве­ личение масштабов и скоростей смещения (примерно в 2-3 раза). Интересно, что глубина сдвигов в приокеанических частях [Кожурин, Трифонов, 1982] ограничи­ вается гранитно-метаморфическим слоем, тогда как глубже сдвиги сменяются структурами сжатия, которым соответствуют наклонные сейсмофокальные зоны или, реже системы рифтово-трансформного типа .

В собственно океанском дне горизонтальные сдвиги еще более грандиозны .

Так, в северо-восточной части Тихого океана магнитной съемкой еще в 1952 г .

Г. Менардом и Р. Дитцем была открыта система субпараллельных широтных швов длиной в несколько тысяч километров, шириной 100-200 км с перепадом глубин в местах их проявления в дне океана до 3 км. Длина наиболее крупного разлома Мендосино, вытянутого от Императорского и Гавайского хребтов до северной части Калифорнии, составляет 5800 км, амплитуда сдвигания, установленного по смеще­ нию магнитных аномалий, 1140 км, средняя скорость в этой части океана около 5 см/год .

Ступенчато-сдвиговый механизм. Многие системы субпараллельных разломов отличаются однообразным, в виде ступеней, сдвиганием структурно-фациальных зон. В одних из них, например в Центральном Казахстане, они отстоят друг от дру­ га на 100-150 км и при северо-западном простирании все характеризуются право­ сторонним сдвиганием на десятки километров. В других, чаще всего в пределах протяженных грабен-рифтовых поясов разного возраста, разломы образуют более густую поперечную сеть. Первоначально они возникают как сбросы в эпохи всеоб­ щего расширения Земли, затем трансформируются либо в сдвиги, либо в сдвигонадвиги, либо в сдвиго-поддвиги .

В континентальной коре наиболее характерны поперечные рифейско-раннепалеозойские разломы, например, Уральского пояса (в то время рифтогенного [Коротеев и др., 1994]), которые затем были перекрыты среднепалеозойским чех­ лом и в позднем палеозое и мезозое проявили себя в разных местах как сдвиги с ам­ плитудой в первые десятки километров [Плюснин, 1977; и др.] .

В океанской коре системы поперечных ступенчатых сдвигов хорошо известны на всем протяжении срединных хребтов (см. рис. 1, Ш). Они понимаются и как трансформные разломы, и просто как сдвиги, и как зоны растяжения, сформиро­ ванные, как полагают В.Н. Ларин и И.А. Соловьева [1979], при продольном растя­ жении хребтов. Так или иначе ступенчато-сдвиговая компонента этих раломов от­ четливо просматривается на всех картах срединно-океанических хребтов, причем амплитуды горизонтальных смещений очень велики. В Срединно-Атлантическом хребте, например, [Пущаровский, 1994; Удинцев, 1987; и др.] в экваториальной зо­ не, разлом Чейн имеет амплитуду до 300 км, Романш - 950 км, а в сумме, по разло­ мам всей экваториальной системы, сдвигово-ступенчатое смещение, с дугообраз­ ным “выпячиванием” хребта к западу, составляет не менее 3300 км .

Примечательно, что на профиле Среднюю-Атлантического хребта по 20° ю.ш .

в слое 3 (полосчатое габбро) отмечено большое количество секущих отражающих площадок, полого наклоненных к востоку, а мощность этого слоя на поднятиях со­ ставляет 3 км, тогда как под прогибами около 1 км (что, возможно, связано с напра­ вленным течением материала с востока на запад) .

Здесь мы снова сталкиваемся с фактом возрастания мобильности масс и про­ странственной масштабности горизонтальных перемещений океанической коры по сравнению с корой континентальной .

Сдвиго-надвиговый механизм. Во многих регионах крупные горизонтальные перемещения литосферных пластин осуществляются по системе сколов двух раз­ ных направлений - пологих по фронту движения и крутых по одному из флангов, сочленяющихся на поверхности, как показывает рис. 1, IV, под прямыми или тупы­ ми углами .

В континентальной коре наиболее крупная система сдвиг— надвиг выявлена в Памиро-Гималайском секторе Азии [Пейве и др., 1964]. Во внешней северной зоне Памира варисские зоны по Вахшскому и Каракульскому надвигам после­ довательно перекрываются чешуями и шарьяжами мезозойских и кайнозойских отложений (в новейшее время со скоростью около 2 см/год). Величина пере­ крытий составляет не менее 100 км. Аналогичное смещение в тех же северных румбах прослежено по структурам Центрального и Юго-Восточного Памира, по метаморфическим породам Гиндукуша и Юго-Западного Памира, а также Кара­ корума и Трансгималаев. Все эти структурно-фациальные зоны дугообразно изогнуты и смещены по нескольким надвиговым поверхностям приблизительно на 250 км. При этом общая мощность земной коры, по геофизическим данным, была увеличена до 70 км (удвоена) .

Расслаиваясь и деформируясь, литосферная пластина одновременно скользила вдоль вертикального Памиро-Каракорумского сдвига, ограничившего ее с северовосточной стороны. Сдвигом отсекается антиклинорий Каракорума от метаморфи­ ческой полосы Чанг-Чен-Мо и Трансгималаев, расчленяется надвое единая зона мезозойской седиментации Памир-Агыл, разделяются палеозойские поднятия Се­ верного Памира-Куньлуня: смещение по этим зонам не менее 220-250 км, и оно та­ кого же порядка, как смещение по Памирским надвигам .

В увеличенном виде сдвиго-надвиговые системы намечаются по континенталь­ ным окраинам и в дне океанов. Такая динамопара известна, например, на севере России, получившая название Новоземельско-Байдарацкой [Межвилк, 1994]. Она образована надвиговой зоной по северо-западному краю о-ва Новая Земля и Байдарацкой левосдвиговой зоной северо-западного простирания, отделившей Новую Землю от Уральского пояса, сместив ее в позднем палеозое и мезозое к северо-за­ паду на 900 км. Мощность земной коры характеризуется здесь повышенными зна­ чениями (до 45 км), базальтовый же слой утолщен почти до 30 км при мощности в тыловой Карской плите до 20 км [Беляевский, 1974] .

Среди океанических сдвиго-надвиговых систем наиболее четко выделяется си­ стема к востоку от Австралии. Надвиговую фронтальную часть составляет зона субдукции Кермадек-Тонга, сдвиговую - разлом по север-северо-восточному краю Меланезии, известный как левосторонний экваториальный сдвиг. Вся область к югу от этого разлома, включая Австралию, считается многими классическим при­ мером миграции геосинкинального процесса в направлении с запада на восток, к краевой субдукционной зоне. Э. Шайбнер объяснил миграцию смещением австра­ лийской платформы в палеозое на расстояние более 1500 км [Хайн, 1979]. Эта ве­ личина превышает континентальные амплитуды при сдвиго-надвиговом механизме в 5-6 раз, а переходные к океану в два раза .

В мезозое и кайнозое в пределах рассматриваемой океанической литопластины в разное время возникали рифтогенные структуры с изменявшимся положени­ ем относительно зон субдукции. Их происхождение связывается с расщеплением, главным образом, энсиматических островных дуг (Южно-Фиджийский бассейн) .

Некоторые же из них были заложены одновременно на коре энсиматического и континентального типа (например, рифтовая система Лау-Хавр-Таупо) [Миронов, Зорина, 1994] .

Механизм структурных дуг. Дугообразные в плане искривления струкур зем­ ной коры привлекли внимание исследователей еще в прошлом веке, причем уже тогда их происхождение было связано с тангенциальными напряжениями и движе­ ниями масс (Э. Зюсс и др.). В наше время тезис о вторичности структурных дуг был подтвержден геолого-геофизическими и палеомагнитными исследованиями, при­ чем было показано, что дуги имеют разный возраст (каледонские, герцинские, ме­ зозойские, альпийские). Как выяснилось на примерах Евразии, они проходят все стадии геосинклинального развития с превращением океанической коры в конти­ нентальную и с трансформацией преобладающих горизонтальных движений в вер­ тикальные. С ними же часто бывают связаны вращательные движения структур (см. рис. 1, IV-VI, X) .

Для количественной характеристики движений при формировании дуг важны, главным образом, три параметра - длина дуги, величина радиуса кривизны (“стре­ лы дуги”) и превышение над гипсометрическими поверхностями разного уровня .

В континентальной коре наиболее характерна Гималайская структурная ду­ га между Тибетским нагорьем и Индо-Гангской равниной (см. рис. 1, V). Длина ее свыше 2400 км, ширина до 350 км, наибольшая высота около 9 км (Эверест), толщина земной коры около 70 км. По А. Гансеру [1967], Высокие Гималаи представляют собой чешуйчато-складчатую пластину толщиной 15-20 км, с об­ щим латеральным сокращением земной коры в 150-200 км (Низкие Гималаи) плюс 90-километровая амплитуда покрова офиолитов в Тибетских Гималаях .

Стрела же дуги имеет длину 700-800 км, что, видимо, и отвечает действитель­ ной величине юго-западного перемещения всей пластины. Это движение часто связывается с поддвигом Индийской плиты под кору Гималаев со скоростью в новейшее время 0,41 см/год (К.С. Вальдия, 1984 г.), однако это не противоречит сделанному выводу .

В переходной к океану коре среди многих структурных дуг отметим Индоне­ зийскую (о-ва Суматра, Ява и др.), выпуклую к юго-западу, с увеличенными пара­ метрами по сравнению с Гималайской дугой - ее длина 3800 км, ширина до 600 км, высота около 4 км, стрела дуги 1200 км. На это расстояние Индонезийская пласти­ на должна была переместиться на юго-запад .

В океанах дугообразно изогнутые поднятия также не являются редкостью .

Обычно они представлены фрагментами срединно-океанических хребтов и харак­ теризуются повсеместно увеличенной мощностью земной коры. В последние годы, вопреки прежним представлениям, установлено, что в ряде случаев хребты постро­ ены асимметрично. Так, например, в пределах Срединно-Атлантического хребта имеет место неодинаковое строение земной коры и верхней матии западного и во­ сточного флангов: рельеф там и тут беспорядочный, в разрезе на западе преобла­ дают базальты, на востоке мантийные гипербазиты и метагабброиды, причем на­ ращивание коры констатировано в основном на западном фланге; в литосферных плитах к западу и востоку от Срединно-Атлантического хребта коэффициенты корневой зависимости рельефа дна от возраста коры также разные, как и средне­ волновые аномалии поля силы тяжести и средние значения теплового потока [Пущаровский, 1994; Мащенков, Погребицкий, 1995] .

Отмеченные выше пологопадающие к востоку отражающие сейсмические площадки в 3-м слое в сочетании с искривлением части Срединно-Атлантического хребта к западу наводят на мысль о перетекании в этом же направлении и глубин­ ных масс с последующим их подъемом в осевой зоне и образованием здесь рифтовых структур. Количественные параметры возможных однонаправленных гори­ зонтальных перемещений в пределах этого хребта еще более велики - длина фраг­ ментарной дуги 8000 км, ширина до 1000 км, а стрела дуги 3000 км; соответственно скорости здесь средние и высокие .

Механизм парагенеза “поднятие-депрессия”. Многие из структурных дуг со­ пряжены в своих тыловых частях с одновозрастными им депрессиями (см. рис. 1, VI). В ряде наших работ было показано, что поднятия характеризуются утолщен­ ной консолидированной корой и тонким осадочным слоем, широким развитием пе­ режатых линейных складок, взбросов и сдвиго-надвигов, а также интенсивным ди­ намометаморфизмом и интрузивным магматизмом, депрессии же, наоборот, сокра­ щенной по мощности консолидированной корой, мощным осадочным слоем, моза­ ичным расположением простых глыбовых скадок, сбросов и сбросо-раздвигов при усиленной эффузивной деятельности; ширина депрессий оказалась близка суммар­ ной амплитуде фронтальных дуговых надвигов. Все это позволило сделать вывод, что подобный парагенез обусловлен “оттоком глубинного вещества из-под депрес­ сий и нагнетанием в пределы поднятий” [Суворов, 1978. С. 4]. Соответственно, их совокупные площадные размеры (ширина вкрест простирания) как раз и отражают действительную величину латерального перемещения в каждом данном месте. Во многих случаях эта величина оказывается большей, чем при анализе других меха­ низмов движения .

Так, например, суммарная ширина позднепалеозойской Центрально-Казах­ станской тектонопары, включающей Атасу-Илийское дугообразное поднятие и Токрау-Баканасскую депрессию, равна почти 600 км, тогда как подсчеты смещения по фронтальным Успенскому и Спасскому надвигам дают величину 75-100 км, по Джалаир-Найманскому сдвигу на фланге около 150 км, величина же перекрытия каледонских структур герцинскими в Атасуйском районе не превышает 150-200 км .

В переходной к океану области, например, в Японской тектонопаре (остров­ ная дуга и Япономорская депрессия) при ее общей ширине порядка 1000 км (и, очевидно, такой же амплитуде горизонтального движения в сторону Тихого океана) отдельные зоны сжатия имеют ширину до 260 км при скорости около 5 см/год, поперечные секущие сдвиги при скорости до 8 см/год создают зоны по ширине не более 200 км [Кропоткин, Шахварстова, 1965], а принимаемый мно­ гими по палеомагнитным данным поворот о-ва Хонсю на 40° против часовой стрелки, создавший дугу, при ее “выпрямлении” дает уже амплитуду горизон­ тального смещения более 500 км .

В океанской коре, как показывает пример дугообразно изогнутой приэквато­ риальной части Срединно-Атлантического хребта в пределах от 0° до 40° с.ш., воз­ можная горизонтальная амплитуда перемещения на запад (если ее принять по ши­ рине дуги и прилежащей Канарской депрессии) окажется равной 3500 км, тогда как крупнейший левосторонний сдвиг Романш (см. выше) имеет амплитуду до 950 км .

И только суммарная амплитуда по всем поперечным разломам в этой части Атлан­ тики показывает близкие к действительности размеры смещения литосферы (3300 км). Заметим, что эта реальная амплитуда, по сравнению с континентальны­ ми и переходными, увеличена соответственно в пять и в три раза .

Кроме парагенетически взаимосвязанных поднятий и депрессий, обусловлен­ ных горизонтальными движениями и их трансформацией в вертикальные, в лито­ сфере известны крупные структурные формы, возникающие при длительных под­ вижках вниз или вверх без видимой связи с движениями по латерали. Им свойствен­ ны свои геолого-структурные особенности .

Депрессии (см. рис. 1, VII), например Прикаспийская синеклиза [Фоменко, 1972; Иогансон, 1997; и др.], имеют округлые или изометричные очертания и отли­ чаются огромными мощностями слабо дислоцированного осадочного слоя (до 23 км), радиально-концентрическим или мозаичным структурным рисунком, сокра­ щенной мощностью консолидированной коры (до 22 км), нередко при отсутствии гранитного слоя. Неоднократно высказывалось мнение, что они возникают при уп­ лотнении мантийного вещества и имеют наложенный характер .

Поднятия также характеризуются изометричными в плане контурами с сокра­ щенным или почти отсутствующим осадочным слоем, утолщенной до 40 км и бо­ лее консолидированной корой при мощном гранитном слое, мозаичным структур­ ным планом на поверхности с несколькими, от 3-х до 8, направлениями разломов .

В качестве примера назовем Балтийский щит (см. рис. 1, VIII), возвышавшийся на протяжении всего времени накопления платформенного чехла Восточно-Европей­ ской платформы .

Структурные особенности автономно развивающихся крупных поднятий и де­ прессий отражают лишь вертикальную составляющую движений коры. Нисходя­ щие движения по сравнению с восходящими более значительны (до 23 км) и легче определяемы по мощностям осадочного разреза. Следует подчеркнуть, что конти­ нентальные депрессии по площади значительно уступают океаническим, как и в других случаях, что свидетельствует о большей мобильности океанической коры [Геофизические поля..., 1990] .

Рифтогенный механизм. Линейным рифтовым зонам, имеющим, как правило, глобальное распространение, посвящено огромное число публикаций. Выявлено многообразие их проявления в разные эпохи тектогенеза от архея до современно­ сти: на растущих сводовых поднятиях в континентальной (Байкал) или океаниче­ ской (срединно-океанические хребты) коре, внутри эпигерцинских континенталь­ ных плит (Западная Сибирь), в пределах древних платформ (различные авлакогены), между подвижными плитами с промежуточной континентально-океанической корой (Красноморский рифт), на месте древних зеленокаменных или вулканоген­ ных поясов (Африка, Восточная Сибирь, Монголия), рифты над эвгеосинклиналями (Китай), в тыловых частях крупных надвигов (Казахстан) или между сдвигами одного или двух направлений (депрессия Калифорнийского залива) .

Высказано много точек зрения на механизм рифтообразования. Наиболее час­ то принимаются: первичное глобальное горизонтальное растяжение при увеличе­ нии радиуса Земли; первичное восходящее движение и последующее горизонталь­ ное раздвигание; одновременное действие горизонтальных и вертикальных движе­ ний в двух смежных зонах; раздвигание коры при внедрении интрузий; рифтогенез в фазы глобального сжатия при укорочении радиуса Земли .

По-разному определяются также амплитуды раздвиговых движений и их ско­ рости. Наиболее часто применяемый метод, - когда вычисленная для какого-то не­ большого интервала времени скорость (см/год) умножается на предполагаемое время проявления рифтинга - далеко не всегда убедителен, поскольку начало про­ цесса выбирается и удревняется произвольно, а скорость, как хорошо известно, не является постоянной, да и движения, как правило, импульсивны, с продолжитель­ ными остановками .

Структурные параметры практически не используются, так как при разных ме­ ханизмах морфология и соотношения структур растяжения существенно разнятся, а методы их анализа пока не разработаны. Некоторое представление об амплитудах дают подсчеты ширины и количества (десятки тысяч) параллельных базальтовых да­ ек или внутренних зон грабен-рифтового оседания. Более существенны конечные значения размеров рифтовых зон в целом, особенно их ширины, хотя они отражают всего лишь видимые и, скорее всего, неполные амплитуды. Приведем их по приме­ рам двух наиболее распространенных механизмов - сводо-щелевого и межплитного .

В океанической коре (первый механизм), например, в пределах Срединно-Ат­ лантического хребта при его высоте в 2-3 км ширина дна рифтовой долины дости­ гает 30-40 км, а глубина 1-2 км. Ширина неовулканической зоны Исландии, про­ должающей хребет (см. рис. 1, IX), находится в тех же пределах [Пущаровский, 1994; Трифонов, 1983] .

В континентальной коре при этом же механизме значения раздвиговых ампли­ туд другие. Например, в Байкальской рифтовой зоне с высотами окружающих хребтов до 3 км протяженность грабен-рифтов составляет 100-670 км, ширина до 80 км, глубина 5-7 км [Проблемы..., 1975]. По-видимому, величина раздвигания ко­ ры при сводо-щелевом механизме зависит от размеров сводового поднятия, глав­ ным образом, его высоты и ширины .

При втором, межплитном механизме, амплитуды раздвигания коры соотносят­ ся иначе. В континентальной коре, например, в пределах Западно-Сибирской пли­ ты, наиболее крупная меридиональная Колтогорско-Уренгойская рифтовая зона, по В.С. Суркову и др. [Разломы и горизонтальные движения..., 1977], имеет длину до 1800 км, ширину в 100 км; она заполнена триасовыми базальтами и имеет глуби­ ну до 5 км и более. На половину своей ширины зона рассечена и сдвинута попереч­ ными разломами. В переходной к океану области, например, в Красноморской рифтовой зоне, сложенной, по данным В.Г. Казьмина, Е.Е. Мил айовского и др., в осевой части породами, близкими по составу к океаническим, а по периферии континентальными, параметры движения более значительны - протяженность зо­ ны около 2400 км, ширина 200-400 км, глубина до 3 км. Здесь это связано, очевид­ но, с большей мобильностью океанической коры .

Глобальный литоплитный механизм. Латеральное передвижение литосферных плит, намечаемое по глобальным тектоническим структурам, представляется бо­ лее организованным и не таким хаотическим, как это получается при использова­ нии палеомагнитных данных .

В течение нескольких последних лет автор занимался проблемой глобальной тектонической зональности [Суворов, 1998, 1999]. Было выяснено, что в динамике литосферы опорная роль принадлежит двум категориям структур - протяженным линейным зонам и ареальным поясам .

В первую категорию входят узкие шовные зоны, которые прослеживаются по всей сфере Земли. Таких зон несколько, и все они обладают как в акватории океа­ нов, так и на континентах одинаковыми или близкими морфоструктурными, исто­ рико-геологическими и геодинамическими особенностями. Основу каждой из них составляют один или несколько продольных разломов глубокого заложения, а на поверхности они выражены в виде горных хребтов, сводовых поднятий, увалов, что придаст им облик своеобразных тектонических рубцов. На гребнях всюду просле­ живаются продольные рифтовые долины или цепочки грабенов и горстов широко­ го возрастного диапазона, а также многочисленные поперечные нарушения сбро­ сового, сбросо-раздвигового, сдвигового и сдвиго-надвигового типа. В разрезе ши­ роко представлены разнообразные интрузии, протрузии, эффузивы, в меньшей степени вулканогенно-осадочные породы, неодинаковые по возрасту, но строго подчиненные линейному расположению. В разной степени они активны и в новей­ шем тектоническом развитии, отличаясь повышенной сейсмичностью, повышен­ ными тепловыми потоками, воздыманием и дальнейшей деструкцией сводовых по­ верхностей .

По современным данным (см. рис. 1, XI; рис. 2), намечаются четыре меридио­ нальные глобальные зоны, расположенные одна от другой на близких к 90° рассто­ яниях - Восточнотихоокеанская, Срединноатлантическая, Урало-Срединноиндий­ ская и Верхояно-Западнотихоокеанская .

Срединноатлантическая зона является продолжением Верхояно-Западнотихоокеанской; вблизи Северного полюса они соединяются, образуя почти сплошное глобальное (по меридианам) кольцо. Восточнотихоокеанская и Урало-Срединно­ индийская зоны намечают второе меридиональное кольцо, под прямым углом к первому, которым в северных широтах оно и прерывается. Оба кольца, возможно, продолжались и к Южному полюсу, но позже они вблизи Антарктиды были обор­ ваны широкой раздвиговой или сдвиго-раздвиговой полосой океанских структур .

Кроме четырех меридиональных линейных зон в истории Земли существовала еще одна, широтная зона, простиравшаяся по экватору, но разрушенная впоследст­ вии горизонтальными движениями литосферных плит. Ее намечают группировки экваториальных и среднеширотных глубинных разломов в трех обширных сегмен­ тах (см. прилагаемую схему): первый - разломы Восточной Пацифики и экватори­ альные разломы Атлантики, второй - разломы альпийско-герцинского пояса Ев­ ропы и Малой Азии, третий - субширотные разломы Западной Пацифики к севе­ ру от Австралии .

Меридиональные шовные зоны расчленили литосферу Земли, соответственно, на четыре широких глобальных, вытянутых аналогичным образом, пояса древних платформ и окружающих их складчатых областей, представляющих вторую кате­ горию глобальных структур, - Американский (Северная и Южная Америка), Евро­ пейско-Африканский, Сибирско-Австралийский (включая Индию) и Тихоокеан­ ский. Экваториальная же зона, в свою очередь, разделила четыре меридиональных ряда еще на два - северный (Лавразия) и южный (Гондвана), поделив также и Пацифику на две океанические плиты. Следует подчеркнуть, что в рядах платформен­ ных структур с севера на юг и с запада на восток отмечаются одинаково как черты сходства, так и черты отличий .

Закономерное расположение линейных шовных зон и платформенных литоп­ литных площадей между ними позволяет воссоздать геометрический образ Земли и, несколько идеализируя, представить ее фигуру в форме октаэдра (как это дела­ лось раньше и в разных трактовках по географическим данным). До настоящего времени в первично октаэдрической модели Земли сохранились и довольно отчетРис. 2. Схема глобальной тектонической зональности л_ я«I - выступы докембрийского фундамента; 2 - фанерозойский чехол древних платформ; 3 - главные структурные направления в фанерозойских с^. ад^ а™ ^ п° я“ ^ 4 - верхнепалеозойский и мезозойско-кайнозойский чехол молодых платформ и участков древних платформ; 5 - погруженные блоки с докембрийской к о ^ е е т а л ной корой в океанах; 6 - то же, с фанерозойской континентальной корой; 7 - изометричные поднятия океанического дна; 8 - линейные шовно-рубцовые зоны конгинентов и океанов; 9 - крупные разломы намечаются: 8 граней, которым отвечают 6 древних континентальных плат­ либо форм северного и южного ряда и две, северная и южная, океанические, плиты в Ти­ хом океане; 12 ребер - это фрагменты линейных шовных зон, 4 меридиональных на северной полусфере, 4 меридиональных на южной полусфере и 4 по экватору между ними; 6 вершин октаэдра, которым соответствуют Северный и Южный по­ люсы и 4 узла пересечений широтной шовной зоны с меридиональными .

В современной структуре эта идеальная октаэдрическая форма Земли местами в разной степени нарушена горизонтальными движениями, что хорошо видно на прилагаемой схеме. Однако именно по этим местам возможно установление наибо­ лее правдоподобных, как нам представляется, основных кинематических парамет­ ров —направления литосферных движений и их амплитуд .

Намечается, в частности, три главных азимута перемещений литосферных плит - западный, восточный и северный. Движение на запад осуществляется, глав­ ным образом, по экваториальной сдвиговой шовной зоне от Атлантики до восточ­ ной Пацифики; его амплитуда составляет 3— тыс. км. Движение на восток, наме­ чаемое по парагенезам “фронтальное поднятие-тыловая депрессия” (например, в Японской тектонопаре) и по системе сдвиг-надвиг вдоль левого экваториального сдвига восток-юго-восточного направления, колеблется от 1 до 3 тыс. км. Движе­ ние на север, восстанавливаемое по разрыву экваториальной шовной зоны на вос­ токе Атлантики и ее смещению вдоль Срединноатлантической шовной зоны, нахо­ дится в пределах 5-5,5 тыс. км; по амплитуде оно более или менее соответствует се­ верному дрейфу Африканской плиты, рассчитанному по палеомагнитным данным .

В южной полусфере Земли это движение вызвало образование широкого (до 4 тыс .

км) раздвига между Африкой и Антарктидой, а по его северному фронту были сформированы зоны смятия и альпийской складчатости Европы и Малой Азии .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Кратко изложенные структурные данные по разным регионам и в глобальном масштабе в целом указывают на широкие возможности их использования для диаг­ ностики и определения амплитуд крупных литосферных перемещений. Тектониче­ ские структуры того или иного типа, формы и размера, их расположение и рисунок на дневной поверхности, разнообразные группировки и парагенезы, а также меха­ низмы формирования и другие особенности являются наглядным отражением этих перемещений. Они показывают их направленность (горизонтальные, вертикаль­ ные или совместного действия), глубинность (коровые, коро-мантийные, подкоро­ вые) и как в связи с этим изменяются ареалы их проявления и амплитуды .

Как показывает прилагаемая таблица, в континентальной коре величины гори­ зонтальных перемещений ограничиваются десятками и сотнями километров, изме­ няясь в структурах разного типа, в зависимости от механизма формирования, от 50-80 до 700-800 км. В переходной от континента к океану коре амплитуды колеб­ лются от 200-400 до 1000-1200 км. В океанической коре они возрастают до 3300-3500 км. Это увеличение масштабов перемещений прослеживается как в стру­ ктурах с однотипным механизмом формирования, так и в целом, по всем механиз­ мам сразу, что свидетельствует о большей подвижности океанической коры, места­ ми в 3— раз, а иногда и более (ступенчато-сдвиговый механизм). На это же указы­ вает резкое увеличение размерности структур с переходом от континентальной ко­ ры к океанической, например, при механизме тисков в 2 раза и более, при механиз­ ме сдвига в 4— раз, при механизме структурных дуг в 2-3 раза и т.д .

Максимальное значение амплитуд горизонтальных перемещений по структур­ ным данным устанавливается при действии глобального литоплитного механизма в этом случае они достигают 3— до 5-5,5 тыс. км. Принято считать, что это движе­ ние наиболее глубокое и осуществляется по астеносфере. При таких огромных ам­ плитудах оно представляется “чистым” горизонтальным движением без какой-лиАмплитуды горизонтальных движений литосферы по структурным данным Амплитуды, км Механизм Континентальная Переходная Океаническая кора кора кора

–  –  –

бо существенной роли движений по вертикали. Однако эта составляющая повсеме­ стно присутствует. Трансформация горизонтальных движений в вертикальные на­ блюдается, например, при механизме тисков, структурных дуг, в парагенезах “фронтальное поднятие-тыловая депрессия” и наиболее наглядна в континенталь­ ной коре. Кроме того, известны факты проявления вертикальных движений вне ви­ димой связи с горизонтальными, - когда возникают округлые или изометрические в плане очертаний депрессии или поднятия с простыми глыбовыми внутренними структурами и с мозаичным или радиально-концентрическим структурным рисун­ ком. В других случаях происходит трансформация вертикальных движений в гори­ зонтальные (сводо-щелевой рифтинг) .

При всем этом, однако, нельзя не прийти к выводу о ведущей роли в тектогенезе Земли горизонтальных движений. Направленное увеличение их амплитуд, а также ареальное укрупнение возникающих структур от континентальной коры к океанической позволяют предположить, что такие же закономерности вполне воз­ можны и с переходом от верхних оболочек литосферы к нижним в пределах конти­ нентов; это следует учитывать при любых динамо кинематических обобщениях .

ЛИ ТЕРАТУРА

Беляевский Н Л. Земная кора в пределах территории СССР. М.: Недра, 1974. 280 с .

Гансер А. Геология Гималаев. М.: Мир, 1967. 362 с .

Геологическое строение СССР. Т. 2. Тектоника. М.: Недра, 1968. 533 с .

Геофизические ноля и строение дна океанских котловин. М.: Наука, 1990. 220 с .

Дымкин. А.М.. Иванов С.Н., Камалетдинов М Л., Попов Б Л.. Пучков В.Н. и др. Геология Урала // XXVII Междунар. геол. конгр.: Докл. сов. геологов. М.: Наука, 1984. Т. 1: Геология Советского Со­ юза. С. 51-59 .

Иогансон Л.И. Типы впадин Северной Евразии и их связь с эндогенными режимами // Проблемы эво­ люции тсктоносфсры. М., 1997. С. 178-188 .

Камалетдинов М Л. Покровные структуры Урала. М.: Наука, 1974. 230 с .

Кожурин А.И.. Трифонов В.Г. Молодые сдвиги обрамления Тихого океана // Геотектоника. 1982. № 2 .

С. 3-18 .

Коротеев В.А., Иванов К.С., Маслов А.В. Рифтогенез восточного края Восточно-Европейской плат­ формы и заложение Урала // Тектоника и магматизм Восточно-Европейской платформы / Фонд “Наука России”, Гсо-инвскс. М., 1994. С. 155-160 .

Краснопевцева Г.В. Геолого-геофизические особенности строения слоев с пониженными скоростями в земной коре: (Обзор). М: ВИЭМС, 1978. 38 с .

Кропоткин П.Н., Шахварстова К.А. Геологическое строение Тихоокеанского подвижного пояса. М.:

Наука, 1965. 365 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 134) .

Кунай В.К., Вэссон РЛ. Фиксированные горячие зоны, типы орогенеза и кайнозойская тектоника запа­ да США // Геотектоника. 1980. № 2. С. 49-62 .

Ларин В.Н., Соловьева И.А. Морфологические свидетельства продольного растяжения срединно-океа­ нических хребтов // Докл. АН СССР. 1979. Т. 235, № 5. С. 938-941 .

Мищенков С.П., Погребицкий Ю.Е. Симметрия и асимметрия САХ по материалам комплексных геофи­ зических исследований на атлантических геотраверсах // Геология и минеральные ресурсы Миро­ вого океана. СПб.: ВНИИОкеанология, 1995. С. 64-79 .

Межвилк А.А. Надвиговые и сдвиговые зоны на севере России // Геотектоника. 1994. № 4. С. 27-34 .

Миронов Ю.В., Зорина Ю.Г. Эволюция вулканизма рифтогенных структур окраинных морей ЗападноТихоокеанской переходной зоны //Там же. 1994. № 4. С. 15-26 .

Монгер Дж.У.Х., Саутер Дж.Г., Габриель X. Эволюция канадских Кордильер в свете тектоники плит // Там же. 1974. № 2. С. 15-39 .

Ненеухин В.М., Берлянд А.Г. и др. Глубинное строение, тектоника, металлогения Урала. Свердловск:

УНЦ АН СССР, 1986. 106 с .

Никонов А.А. Кайнозойские тектонические движения по системе разломов Сан-Андреас в Калифорнии // Геотектоника. 1975. № 2. С. 98-113 .

Пейве А.В. Тектоника Срединно-Атлантического хребта // Геотектоника. 1975. № 5. С. 3-17 .

Лейве А.В., Буртман В.С., Руженцов С.В., Суворов А.И. Тектоника Памиро-Гималайского сектора Азии // XXII Междунар. геол. конгр.: Докл. сов. геологов. М.: Наука, 1964. С. 156-172 .

Плюснин К.П. Урал // Разломы и горизонтальные движения горных сооружений СССР. М.: Наука, 1977 .

С. 5-16 .

Проблемы рифтогенеза (материалы к симпозиуму по рифтовым зонам Земли). Иркутск: АН СССР, 1975. 154 с .

Пущаровский Ю.М. Тектоника Атлантики с элементами нелинейной геодинамики. М.: Наука, 1994. 85 с .

(Тр. ГИН РАН; Вып. 481) .

Пущаровский Ю.М., Меланхолина Е.Н. Тектоническое развитие Земли: Тихий океан и его обрамление .

М.: Наука, 1992. 284 с .

Разломы и горизонтальные движения платформенных областей СССР. М.: Наука, 1977. С. 133-141 .

Система рифтов Земли. М.: Мир, 1970. 280 с .

Структурные парагенезы и их ансамбли. Материалы совещания. М.: ГЕОС, 1997. 272 с .

Суворов А.И. Новейшая глобальная кинематика литосферы (на основе региональных тектонопар) //Г е­ отектоника. 1978. № 2. С. 3-18 .

Суворов А.И. Соотношения глыбовых поверхностных и глубинных структур Урало-Монгольского складчатого пояса // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990. № 7. С. 3-16 .

Суворов А.И. История мобилизма в геотектонике. М.: Наука, 1994. 224 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 494) .

Суворов А.И. Глобальная тектоническая зональность как отражение первичного строения Земли. Ст. 1 .

Глобальные линейные зоны // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1998. Т. 73, вып. 6. С. 25-32 .

Суворов А.И. Глобальная тектоническая зональность как отражение первичного строения Земли. Ст. 2 .

Двухмерные ареальные пояса //Т ам же. 1999. Т. 74, вып. 2. С. 24-30 .

Тектоника и магматизм Южного Урала. М.: Наука, 1974. 290 с .

Трифонов В.Г. Позднечетвертичный тектогенез. М.: Наука, 1983. 224 с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 361) .

Удинцев Г.Б. Рельеф и строение дна океанов. М.: Недра, 1987. 240 с .

Фоменко К.Е. Глубинное строение Прикаспийской впадины по геолого-геофизическим данным // Бюл .

МОИП. Отд. геол. 1972. Т. 17, вып. 5. С. 103-111 .

Хайн В.Е. Региональная геотектоника: Внеальпийская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979. 356 с .

ПРОБЛЕМА ДОРИФЕЙСКИХ ПАЛЕООКЕАНОВ

В ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ (ЮЖНАЯ СИБИРЬ, МОНГОЛИЯ,

СЕВЕРНЫЙ КИТАЙ)

Г.И. Макарычев Геологический институт РАН Проблема происхождения и эволюции палеоокеанов в истории Земли остается до сих пор важной в современной геологической науке. Возникновение складчатых поя­ сов на месте палеоокеанов было впервые обосновано А.В. Пейве [Пейве, 1969]. Осно­ ванием для этого послужило большое сходство пород океанского дна современных океанов с офиолитовой ассоциацией мезозойских складчатых поясов. Позднее анало­ гичная офиолитовая ассоциация была установлена в палеозойских и рифейских склад­ чатых поясах, что привело к господствующему в современной литературе представле­ нию о появлении первых палеоокеанов в истории Земли в рифее в результате распада суперконтинента Пангеи I. Такую точку зрения неоднократно высказывал В.Е. Хайн [Хайн, 1994; Хайн, 1998; и др.]. Вместе с тем, протоофиолиты (древняя океаническая кора) установлены на Украинском щите [Бибикова, Баадсгард, Бойко, 1985] и в Севе­ ро-Восточной Финляндии [Kontinen, 1987], а также в дорифейских выступах УралоМонгольского складчатого пояса [Макарычев, 1992]. Эти данные свидетельствуют о том, что уже в дорифейское время на Земле были океаны, реликты которых сохрани­ лись фрагментарно в виде протоокеанической коры. Новое подтверждение этому сле­ дует из анализа геологического строения Центральной Азии (рис. 1) .

Центральная Азия является уникальным геологическим объектом. Здесь рас­ положен Центрально-Азиатский складчатый пояс в полном поперечном сечении (восточная часть Урало-Монгольского пояса), ограниченный с севера Сибирской, а с юга Северо-Китайской платформами. Исторически сложилось так, что дорифейская история развития Сибирской платформы и Центрально-Азиатского пояса изу­ чались многими поколениями геологов вне связи друг с другом. По нашему мне­ нию, происхождение Центрально-Азиатского пояса следует рассматривать в тес­ ной связи с дорифейской эволюцией окраинных частей Сибирской и Северо-Ки­ тайской платформ. В последнее десятилетие в дорифейском складчатом обрамле­ нии этих платформ выявлены породы протоофиолитовой ассоциации, подвергши­ еся метаморфизму и гранитизации в позднем архее и раннем протерозое. Анало­ гичная ассоциация пород протоокеанической коры установлена автором [Макары­ чев, 1997] в Северной Монголии, в центральной части Центрально-Азиатского по­ яса. Опираясь на эти данные, автор связывает заложение Центрально-Азиатского пояса на протоокеанической коре с распадом Сибирско-Северо-Китайского супер­ континента, возможно, части раннеархейской Пангеи 0 .

Ниже анализируется строение дорифейского складчатого обрамления этих платформ, структурное положение протоофиолитов и их соотношение с наложен­ ной гранитизацией, время проявления которой позволяет косвенно судить о време­ ни раскрытия протоокеана в Центральной Азии. Строение дорифейских структур­ но-вещественных комплексов в обрамлении платформ, а также выступов глубоко­ го докембрия в Центрально-Азиатском поясе с учетом новых данных по изотопной геохронологии и петрохимии сведены в таблицы 1 и 2 .

СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА И ЕЕ СКЛАДЧАТОЕ ОБРАМЛЕНИЕ

Фундамент Сибирской платформы, как и других древних платформ, сложен ар­ хейскими и нижнепротерозойскими образованиями. В их пределах традиционно выделяются два типа структур: гранулито-гнейсовые области (ареалы) и гранит-зеРис. 1. С х е м а т е к т о н и ч е с к о го стр о ен и я Ц е н т р а л ь н о -А зи а т с к о го ск л а д ч а то го п ояса / - платформы раннеархейского возраста (СБ - Сибирская, Т - Таримская; ядра Северо-Китай­ ской платформы: Ор - Ордосское, Ян - Янляо, Хе - Хехуайское); 2 - докембрийские срединные масси­ вы в фанерозойских складчатых областях (П - Протеросаянекий, ВХ - Восточно-Хубсугульский, СН Сангеленский, БН - Бутулиннуринский, Ц - Цайдамский); 3-6 - складчатые зоны: 3 - позднеархейскораннепротерозойского возраста (Шж - Шарыжалгайская, Ол - Ольхонская, ХБ - Хунгуй-Бумбугэрская, А - Алтынтагская, Ф - Фупинская, Д - Дагингшанская), 4 - ранне-среднерифейские (ВС - Восточный Саян, ХД - Хамар-Дабанская, Шх - Шишхидская, УР - Ургамальская, ТБ - Тарбагатайская, БХ - Баянхонгорская, ЭД - Эрэн-Дабанская, БО - Баян Обо, ЗК - Западно-Куньлунъская, Цл - Цинлиньская), 5

- каледонские (ВТ - Восточно-Тувинская, Дж - Джидинская, Оз - Озерная; КР - Керуленская, ВМ Внутренняя Монголия); 6 - герцинские (ХГ - Хангайская, XT - Хэнтейская, ЮМ - Южная Монголия)

–  –  –

ПН 5 Ш 7 ЕЕ]8 ЕЗ*

–  –  –

натом. В ряде мест отмечается чередование метаультрабазитов и эклогитоподобных пород, характерное для расслоенной серии офиолитов фанерозоя. В этом меланократовом субстрате отсутствуют элементы стратификации, на коротком расстоянии на­ блюдаются взаимопереходы одних пород в другие .

Выше залегает толща разнообразных плагиогнейсов, амфиболитов и кварци­ тов. Среди плагиогнейсов преобладают амфиболовые, амфибол-биотитовые раз­ ности внизу и биотйтовые в верхней части разреза. В подчиненном количестве при­ сутствуют силлиманитовые гнейсы. Амфиболиты по петрохимическим данным со­ ответствуют толеитовым океаническим базальтам, кварциты - хемогенным крем­ нистым осадкам, а силлиманитовые гнейсы - метапелитам. В целом первичный со­ став исходных пород отвечает вулканогенно-осадочной толще .

Близким строением характеризуется разрез метаморфических образований в Центральной зоне Станового пояса [Кострыкина и др., 1979]. Особенность строе­ ния этой части пояса состоит в том, что выступы гранулит-базитового основания не имеют четких ограничений, так как находятся среди обширных полей мигматитов и гранито-гнейсов и связаны с ними постепенными переходами. Другая особен­ ность заключается в присутствии среди толеитовых базальтов вулканогенно-оса­ дочной толщи высокомагнезиальных коматиитовых базальтов. Обычно эти поро­ ды считаются индикатором рифтовых зон гранит-зеленокаменных поясов .

Породы меланократового субстрата и его чехла в Становом поясе, судя по радиологическим данным, испытали два этапа гранитизации. Первый связан с эндербитизацией пород основного и ультраосновного состава, поскольку линзовидные обо­ собления эндербито-гнейсов находятся только среди них. Возраст проявления эндербитизации 2 900-2 700 Ма. Второй этап характеризуется становлением массивов гранито-гнейсов (куполов) раннестанового комплекса в интервале 2 600-2 400 Ма [Глуховский и др., 1993; Эволюция раннедокембрийской литосферы..., 1987] .

Приведенное выше краткое описание строения Станового пояса позволяет сде­ лать вывод о его протоокеанической природе. Такой вывод подтверждается соста­ вом структурно-вещественных комплексов. В совокупности оба комплекса состав­ ляют протоофиолитовую ассоциацию с характерным для нее набором пород: лерцолиты, гарцбургиты, пироксениты, габброиды, толеитовые базальты и кварциты .

Отличие протоофиолитовой ассоциации от фанерозойских офиолитов состоит в интенсивном их преобразовании в результате метаморфизма и гранитизации. Судя по времени проявления ранней гранитизации (эндербитизации), заложение Стано­ вого гранит-зеленокаменного пояса произошло в позднем архее в результате дест­ рукции раннеархейского Сибирского кратона .

Олекминский внутрикратонный гранит-зеленокаменный пояс. Этот пояс с запа­ да ограничен Чарской, а с востока Центрально-Алданской гранулито-гнейсовыми областями. В многочисленных публикациях по Олекминскому поясу за древнейшие образования принимается комплекс олекминских “серых гнейсов”, состоящих из ор­ тоамфиболитов, биотит-амфиболовых и биотитовых плагиогнейсов и интрузивных гранитоидов. В этом “серогнейсовом” субстрате заключены многочисленные троговые структуры, заполненные верхнеархейскими супракрустальными образованиями [Алданский щит, 1988; Глуховский, 1990; Моралев, 1986]. Среди троговых структур, а их здесь выделено более тридцати, по формационному выполнению обособляются два типа. Первый из них характеризуется исключительно вулканогенным составом коматиитовой, толеитовой и известково-щелочной сериями, ассоциирующими с лерцолитами, гарцбургитами, дунитами и габброидами. Ультрабазиты и вулканиты ко­ матиитовой и толеитовой серий распространены в низах разреза, известково-щелоч­ ная серия с прослоями метаосадков слагает верхнюю часть разреза [Журавлев и др., 1989]. Такой разрез установлен в Олондинском троге (олондинская серия), располо­ женном в центральной части Олекминского гранит-зеленокаменного пояса. Форма­ ционный состав Олондинского трога полностью соответствует протоофиолитовой ассоциации или протоокеанической коре. Образование этого трога обычно объясня­ ют деструкцией (рифтогенезом) “серогнейсовой” коры (олекминская серия), из чего делается вывод о более молодом возрасте олондинской серии. Между тем, протоофиолиты этой серии распространены во многих местах пояса среди плагиогнейсов олекминской серии, что свидетельствует о площадном распространении их в Олекминском гранит-зеленокаменном поясе .

Другим формационным составом характеризуются троги второго типа. Форма­ ционное выполнение Итчелякского, Тунгурчинского, Борсалинского и других тро­ гов представлено преимущественно метаосадочными образованиями - метаграувакками, метапелитами, карбонатными породами и железистыми кварцитами. Вул­ каниты играют резко подчиненную роль и представлены только известково-ще­ лочной серией. Резко различный формационный состав трогов, вероятно, свиде­ тельствует об их разновозрастное™, что косвенно подтверждается распростране­ нием метаосадочных трогов в непосредственной близости от гранулито-гнейсовых областей, служивших источником сноса метаграувакк и других терригенных осад­ ков. На месте трогов с терригенным выполнением в результате метаморфизма об­ разовались протяженные парагнейсовые зоны [Алданский щит, 1988] .

Охарактеризованная выше общепринятая схема тектонической эволюции Олек­ минского гранит-зеленокаменного пояса не подтверждается новыми данными ра­ диологического возраста пород олекминской и олодинской серий. Возраст плагиог­ нейсов олекминской серии оказывается моложе возраста метаэффузивов олондин­ ской серии, т.е. возраст пород рамы моложе пород трога [Бибикова и др., 1984; Жу­ равлев и др., 1989; Nutman et al., 1992]. Отсюда напрашивается вывод, что фундамент Олекминского гранит-зеленокаменного пояса слагают не плагиогнейсы и амфиболи­ ты олекминской серии, а протоофиолиты олондинской серии. Реликты протоофиолитов установлены среди плагиогнейсов во многих местах вдали от Олондинского трога, что свидетельствует о протоокеанической природе всего пояса. Такой вывод подтверждается петрохимическими данными по метаэффузивам, отвечающим соста­ ву толеитовых базальтов палеоокеанов [Эволюция раннедокембрийской литосфе­ ры..., 1987]. Что же касается олекминской серии, то по формационному составу ее следует рассматривать в качестве океанического чехла (амфиболиты, кварциты), метаморфизованного в амфиболитовой фации. Породы серии не несут следов гранулитового метаморфизма. Породы олондинской и олекминской серий испытали два эта­ па гранитизации. Первый этап проявился в интервале 2 800-2 700 Ма, второй этап оз­ наменовался становлением аллохтонных массивов каундинского комплекса, аналога древнестанового на рубеже 2 400-2 200 Ма [Глуховский, 1990]. Таким образом, по со­ вокупности всех существующих данных, Олекминский гранит-зеленокаменный пояс является субмеридиональной ветвью Станового гранит-зеленокаменного пояса, воз­ никшего одновременно с последним в результате деструкции Сибирского кратона в позднем архее, в результате чего произошло обособление Алданского щита и его складчатого обрамления. В Олекминской ветви пояса в конце позднего архея сфор­ мировалась энсиматическая островная дуга (Олондинский трог), к востоку и западу от которой происходило накопление терригенно-карбонатных осадков, характерных для окраинно-континентальных бассейнов. Возраст метаморфизма глиноземистых сланцев из Тунгурчинского трога U-Pb изохронным методом по циркону равен 2 570±50 Ма [Алданский щит, 1988] .

Шарыжалгайский краевой гранит-зеленокаменный пояс. Этот пояс располо­ жен на юго-западном краю Сибирской платформы. На современном эрозионном срезе он прослеживается от северо-западного берега оз. Байкал в северо-западном направлении до бассейна р. Оки в виде полосы протяженностью в 300 км при ши­ рине от 80 до 15 км. С юго-запада пояс ограничен зоной Главного Саянского раз­ лома, а на северо-востоке надвинут на чехольный комплекс Сибирской платфор­ мы. В литературе этот пояс широко известен как выступ фундамента Сибирской платформы, аналогичной Алданскому щиту .

Геологическое изучение Шарыжалгайского пояса связано с именами И.Д. Чер­ ского, В.А. Обручева, М.М. Тетяева, Е.В. Павловского и других выдающихся геоло­ гов. В последние три десятилетия, благодаря применению методов изотопии и петрохимии, была разработана достаточно обоснованная схема последовательности фор­ мирования докембрийских комплексов этого пояса. Наиболее важными в этот пери­ од явились исследования А.С. Ескина и В.А. Летникова [Ескин, Летников, 1981], 3.И .

Петровой, В.И. Левицкого, Е.В. Бибиковой [Петрова и др., 1981]. В свете новых дан­ ных Шарыжалгайский выступ слагают три комплекса метаморфических образова­ ний дорифейского возраста. Первый комплекс представлен основными кристаллосланцами и гнейсами, метаультрабазитами и метабазитами. Наиболее широко распро­ странены гиперстеновые, двупироксеновые и гиперстен-роговообманковые плагиосланцы. Гнейсы имеют тот же состав, что и кристаллосланцы, отличаясь от них при­ сутствием граната и гнейсовидностью. Метаультрабазиты и базиты пространственно ассоциируют с основными кристаллосланцами и не встречаются среди парагнейсов и мраморов. Обычно это скиалиты и линзовидные тела в первые десятки метров сре­ ди мигматитов и плагиогнейсов. Их состав варьирует от пироксенитов и дунитов до перидотитов. Наиболее крупное тело ультрабазитов, расположенное в районе Кру­ той Губы, залегает в гнейсово-мигматит-гранитной матрице, образовавшейся в ре­ зультате гранитизации ультрабазит-базитового субстрата, на что указывает высокое содержание в гнейсах хрома, никеля, кобальта [Глазунов и др., 1981]. Высокая кон­ центрация этих же элементов выявлена при геохимическом изучении основных кри­ сталл осланцев. Химический состав и концентрация редких элементов в сланцах ока­ зались близкими океаническим толеитам [Петрова и др., 1981] .

В составе второго комплекса преобладают плагиоклазовые и микроклиновые мигматиты, реже присутствуют эндербиты и чарнокиты. Породы второго компле­ кса образовались в результате гранитизации пород первого комплекса. Разные по происхождению породы этих двух комплексов встречаются в любых сочетаниях среди полей мигматитов .

В строении Шарыжалгайского пояса кроме пород гранулитовой фации мета­ морфизма, носителем которой являются пироксеносодержащие магматические по­ роды, а также продукты их гранитизации, участвуют породы, испытавшие одноакт­ ный метаморфизм амфиболитовой фации. Они представлены амфиболитами с ре­ ликты структуры эффузивов, парагнейсами, кварцитами и мраморами. Эти породы сохранились только в межкупольных перемычках гранито-гнейсовых куполов. Ве­ роятно, они принадлежат нижнепротерозойской вулканогенно-осадочной ангинской серии, широко развитой в смежном районе Приольхонья [Ескин, Летников, 1981]. Более молодые отложения, которые могли бы соответствовать платфор­ менному чехольному комплексу, здесь не установлены .

Вышеизложенные новые данные, полученные в результате комплексного изу­ чения шарыжалгайской серии, позволили установить первичный домигматит-гранитный субстрат, соответствующий коре океанического типа. Радиологический возраст гранитизации субстрата в 2 900-2 800 Ма оказывается тождественным гра­ нитизации субстрата Станового гранит-зеленокаменного пояса. Превращение пер­ вичного мафит-ультрамафитового субстрата океанической коры в сиалический мигматит-гранитный произошло в результате проявления двух тектоно-метаморфических этапов. Ранний этап проявился в гранулитовой фации метаморфизма ос­ новных кристаллосланцев и образованием эндербитов и чарнокитов. Верхний воз­ растной предел гранулитового метаморфизма, установленный изохронным урансвинцовым методом по циркону из двупироксен-роговообманкового и биотит-гранатового плагиогнейса, 2 700-2 600 Ма. Второй этап проявлен амфиболитовой фа­ цией и сопровождался гранитизацией пород первого этапа и интенсивным ростом гранито-гнейсовых куполов. Время его проявления, установленное тем же методом по циркону из мигматитов, соответствует 2 050-1 900 Ма [Петрова и др., 1981] .

Таким образом, Шарыжалгайский краевой гранит-зеленокаменный пояс по мно­ гим признакам сформировался на протоокеанической коре в позднем архее. В даль­ нейшем, в результате неоднократного проявления процессов метаморфизма и грани­ тизации океаническая кора была преобразована в континентальную и в конце ранне­ го протерозоя аккреционным способом нарастила южный край Сибирского кратона .

Судя по радиологическим данным, формирование континентальной коры гранит-зеленокаменных поясов было длительным и охватывало интервал времени около 700 Ма .

На основании всего изложенного правомерен вывод о том, что Шарыжалгайский гранит-зеленокаменный пояс представляет собой юго-восточную ветвь Станового по­ яса. Оба эти пояса расположены на краю Сибирской платформы. Вероятно, они соста­ вляли ее складчатое обрамление и были разобщены в раннем рифее Витимо-Муйской складчатой областью в результате новой деструкции Сибирской платформы .

СЕВЕРО-КИТАЙСКАЯ ПЛАТФОРМА И ЕЕ СЕВЕРНОЕ ОБРАМЛЕНИЕ

Северо-Китайская платформа является полным аналогом Сибирской платфор­ мы, что было подтверждено новыми данными китайских геологов на 30-м Между­ народном Геологическом конгрессе в Пекине в 1996 г .

В фундаменте платформы выделяются архейские гранулито-гнейсовые облас­ ти и гранит-зеленокаменные пояса, близкие по возрасту аналогичным тектониче­ ским ансамблям Сибирской платформы (см. рис. 1; табл. 1) .

Древнейшими породами гранулито-гнейсовых областей являются метатрондьемитовые граниты, обнаруженные в Аныпаньском районе провинции Ляонин, и тоналитовые гнейсы в северо-восточной части провинции Хэбэй. Радиологический возраст этих пород, установленный изохронным уран-свинцовым методом, равен 3 700-3 800 Ма. Эти основные гранулиты, по мнению китайских геологов, про­ изошли от ТТГ-формации и являются типичными “серыми гнейсами”, которые сформировали самую древнюю катархейскую континентальную кору Северо-Ки­ тайского кратона .

Другой комплекс, развитый в этих же районах, представлен вулканогенно-оса­ дочными толщами, метаморфизованными в гранулитовой фации. К ним относятся группы Цзянси и Санган в Восточном Хэбэе и группа Чентайгоу в Аныыаньском районе. Эти группы слагают пироксеновые гранулиты, гиперстен-плагиоклазовые гнейсы, железистые кварциты. Исходными породами для них служили толеитовые базальты и вулканиты бимодальной серии, а также хемогенные кремнистые осад­ ки. Изотопный возраст по циркону гранулитов группы Цзянси 3 430-3 670 Ма, а па­ рапород группы Чентайгоу - 3 340 Ма [Lu Songnian et al., 1996; Shen Qihan, Geng Yuansheng, 1996; Sony Biao et al., 1996; Xu Hongcat et al., 1996]. Эти два комплекса слагают древние ядра (щиты) Северо-Китайской платформы: Янляо, Хехуай и Ордос [Wang Horgzhen, Qiao Xiufu, 1984], хотя для Ордосского ядра столь древние оп­ ределения возраста пород пока неизвестны .

Другой структурный тип в фундаменте платформы представляют гранит-зеленокаменные пояса. Фрагменты их присутствуют в провинциях Хэбэй, Хенань, Ляо­ нин и во Внутренней Монголии. Пояса сложены преимущественно верхнеархейски­ ми образованиями: группа Фупин в Хэбэе, Тайхуа в Хенани, Аньмань в Ляонине и Вуланшан во Внутренней Монголии. Как и на Сибирской платформе здесь выделя­ ются два типа гранит-зеленокаменных поясов: внутрикратонные и краевые .

Фупингский внутрикратонный гранит-зеленокаменный пояс1. Этот пояс про­ стирается в субмеридиональном направлении, разделяя Ордосское и Янляо-Хехуайское ядра Северо-Китайской платформы. Территориально пояс охватывает вос­ точную часть провинции Шанси и западную часть провинции Хэбэй. На севере этот пояс сопрягается с Дагингшанским краевым гранит-зеленокаменным поясом .

Фупинский гранит-зеленокаменный пояс характеризуется полициклическим раз­ витием. Древнейшие образования пояса представлены породами группы Фупин, од­ ноименного тектонического цикла: преимущественно двупироксеновыми гранулитами, амфиболитами, магнетитовыми кварцитами и парагнейсами. Исходными порода­ ми для основных гранулитов послужили лавы ультраосновного состава со структура­ ми спенифекс и силлы, а для амфиболитов толеитовые базальты, сохранившие чер­ ты подушечных лав. Парагнейсы, развитые в средней и верхней частях группы Фу­ пин, возникли в процессе метаморфизма флишоидной формации кластических и из­ вестково-кремнистых пород. Аналогичный состав и строение установлены и для группы Тайхуа в южной части пояса в провинции Хенань. Важной особенностью для этих групп является приуроченность ультраосновных и основных лав к нижним час­ тям разрезов, а отсутствие пород сиалической коры свидетельствует о заложении Фупинского пояса на протоофиолитовом основании. Для образований группы Фупин известны датировки 2 800 Ма из парагнейсов и 2 560 Ма из гранита, прорывающего группу Фупин [Liu et al., 1985]. Для биотитовых плагиогнейсов группы Тайхуа уста­ новлен возраст в 2 850 Ма. Эти древние изотопные даты возраста групп Фупин и Тайхуа тождественны шарыжалгайскому комплексу Сибирской платформы, что указывает на одно и то же время образования этих гранит-зеленокаменных поясов .

Фупинская фаза диастрофизма на рубеже 2 600-2 500 Ма сопровождалась массовым внедрением гранитоидов, что привело к спаиванию древних континентальных ядер в единый Северо-Китайский кратон [Ма Xingyan, Wu Zheangwen, 1981] .

В у т а й с к и й ц и к л ознаменовал начало раздробления только что консо­ лидированного Северо-Китайского кратона. Возникли протяженные мобильные по­ яса. Один из них образовался на северо-западной стороне Фупинского свода в горах Тайханьшань и Вутайшань. Вутайскому циклу соответствуют две группы пород: Вутай и Хутуо, разделенных перерывом и несогласием. Вутайская группа делится на две части. Нижняя с угловым несогласием залегает на породах группы Фупин и пред­ 1 В ранних публикациях этот пояс описывался как Цзи-Цзиньшаньская протогеосинклиналь Вутайского цикла развития Северо-Китайской платформы [Ма Xingyuan, Wu Zheangwen, 1981; Хайн, Божко, 1998] .

ставлена преимущественно терригенными отложениями с базальными конгломера­ тами, содержащими гальку кварца, мигматитов и плагиогнейсов. Верхняя сложена мощной толщей вуканитов, от основных до кислых, турбидитами, граувакками и же­ лезистыми кварцитами. Изотопный возраст кислых эффузивов равен 2 520 Ма, а прорывающих толщу Вутай гранитов 2 300 Ма. Последняя цифра принимается за те­ ктонический рубеж между группами Вутай и Хутуо и отвечает ранней фазе Вутайского диастрофизма [Wang Rizheng et al., 1996; Wilde Simon et al., 1996] .

Приуроченность вулканитов группы Вутай к рифтовым зонам, зеленосланцевый и низкотемпературный амфиболитовой фации метаморфизм этих пород служил ос­ нованием для отнесения этих образований к типичным зеленокаменным поясам, аналогичным поясам позднего архея [Tian Yong, Yu Keren, 1996]. Подобная аналогия неправомерна в силу ограниченности размеров таких поясов, отсутствия среди вул­ канитов коматиитов и больших мощностей осадочных отложений. Процесс рифтогенеза в это время не сопровождался спредингом с раздвижением блоков континен­ тальной коры и образованием океанической коры, как это имело место в позднем архее. Примечательным также является тот факт, что раннепротерозойские под­ вижные пояса распространены только в пределах позднеархейских зеленокаменных поясов как на Сибирской, так и на Северо-Китайской платформах .

В конце цикла Вутай произошла консолидация Северо-Китайской платформы, что подтверждается угловым несогласием между группами Вутай и Хутуо. Породы группы Хутуо накапливались в обширных внутриплитных осадочных бассейнах .

Они представлены терригенными, карбонатными и кремнистыми осадками, лишь местами метаморфизованными в зеленосланцевой фации метаморфизма. По сути они сформировали протоплатформенный чехол Северо-Китайской платформы по­ добно удоканской серии на Сибирской платформе .

В Лулянский цикл на Северо-Китайской платформе формируются протоавлакогены, в которых накапливались преимущественно терригенные и карбонатные отложения. Вулканиты имеют подчиненное значение и представлены породами на­ земной субщелочной серии. Лулянский цикл завершился одноименной фазой складчатости и внедрением гранитоидов на рубеже 1 800-1 700 Ма. С этого време­ ни Северо-Китайская платформа была окончательно консолидирована [Ма Xingyuan, Wu Zheangwen, 1981] .

Дагингшанский краевой гранит-зеленокаменный пояс. В северном обрамлении Северо-Китайской платформы в последнее время выделяют несколько мобильных поясов субширотного простирания. Эти пояса, по мнению китайских геологов, воз­ никли в результате откола от края архейского кратона в позднем архее, протеро­ зое и венде-кембрии. Наблюдается последовательное омоложение возраста поясов по латерали в северном направлении к Сибирской платформе. Дагингшанский позднеархейский пояс сменяется протерозойским поясом Баян Обо. Далее следуют палеозойские пояса Ондор Сум-Хар Морон, Хилин-Хот во Внутренней Монголии [Tang, 1990; Wu Changhua et al., 1996]. Границами поясов служат протяженные зоны покровно-надвигового строения, в которых наряду с вулканогенно-осадочными от­ ложениями участвуют в разной степени метаморфизованные породы офиолитовой ассоциации. В целом северное обрамление платформы представляет собой сложно построенную коллизионную область .

Дагингшанский пояс, расположенный на краю платформы, прослеживается на 1000 км из Внутренней Монголии в Восточный Хэбэй. Древнейшие образования по­ яса представлены верхнеархейскими метаморфическими породами группы Вуланшан. Как и в других поясах этого возраста, здесь развиты основные гранулиты: двупироксен-плагиоклазовые, а также гранат-биотит-плагиоклазовые, горнблендитплагиоклазовые гнейсы и гранито-гнейсы. Протолитом для этих пород послужили ультраосновные и основные магматические породы. Присутствие в их составе грана­ та, биотита, плагиоклаза и особенно горнблендита, являющегося индикатором пре­ образования пироксенитов, указывает на наложенный характер процесса метамор­ физма и гранитизации. Изотопный возраст гранулитового метаморфизма равен 2 571 Ma [Gan Shengfei, 1991; Li Shuxun et al., 1996]. В горах Дагинг гранулитовый комплекс пород с несогласием перекрывается вулканогенно-осадочной толщей, в которой преобладают высокоглиноземистые гнейсы, силлиманитовые сланцы и мраморы. В разных местах пояса эта толща описывается под разными названиями. В районе Хох Хот она представлена группой Эрдова и датирована возрастом в 2 372 Ма [Wang Huichu et al., 1996]. Возраст метаморфизма амфиболитовой фации и синхрон­ ной гранитизации равен 1 962-1 812 Ма [Gan Shengfei, 1991]. Таким образом, Дагингшанский пояс оказывается близким по строению и возрасту Становому и Шарыжалгайскому краевым гранит-зеленокаменным поясам юга Сибирской платформы .

Непосредственно к северу от Дагингшанского пояса, параллельно ему, во Вну­ тренней Монголии расположен пояс Баян Обо. Этот пояс до недавнего времени считался протерозойским авлакогеном или недоразвитым рифтом на краю Ордосского ядра, хотя допускалось и иное его происхождение. Дело в том, что у этого по­ яса отсутствует северный край континентальной рамы. На его месте располагался исчезнувший древний Внутримонгольский палеоокеан [Wang Horgzhen, Qiao Xiufu, 1984]. Это предположение-нашло подтверждение благодаря открытию во Внутрен­ ней Монголии (район Хуанерку) офиолитового пояса протяженностью свыше 100 км. Офиолитовая серия здесь подразделяется на три части: нижняя - мафиче­ ский и ультрамафический кумулятивный комплекс; средняя - расслоенный комп­ лекс и верхняя - базальты и коматииты со спинифекс текстурой. По петрохимии базальты относятся к океаническому толеитовому базальту. Изотопный возраст перидотита равен 1 470 Ма, коматиита - 1 146 Ма и базальта - 1 003 Ма (Sm-Nd ме­ тод, [Hu Daogong et al., 1996]). Эти новые данные свидетельствуют о существовании во Внутренней Монголии среднепротерозойского океанического бассейна .

Далее к северу, за поясом Баян Обо, по латерали расположены пояса Ондор Сум-Хар Морон и Хелин Хот. В первом установлены венд-кембрийские (Ондор Сум) и ордовикские (Хар Морон), а во втором - силурийско-девонские офиолиты .

Таким образом, в свете новых данных по строению северного обрамления Се­ веро-Китайского кратона, наблюдается омоложение возраста пород офиолитовой ассоциации в развитых здесь складчатых поясах от верхнего архея до среднего па­ леозоя. Сходная картина наблюдается в южном обрамлении Сибирского кратона .

В Байкало-Муйском складчатом поясе Н.Л. Добрецовым [Добрецов, 1990] устано­ влены офиолиты с возрастом 1 400-1 600 Ма. Рифейские офиолиты установлены автором [Макарычев, 1997] в Северной Монголии. Офиолиты венд-кембрийского возраста давно известны в Джидинской и Озерной зонах. В целом омоложение оке­ анической коры происходит от краев Сибирской и Северо-Китайской платформы к центру Центрально-Азиатского складчатого пояса, что вряд ли является простой случайностью. В связи с этим возникает вопрос о соотношении разновозрастных палеоокеанических бассейнов друг с другом. Являются ли они реликтовыми от позднеархейского палеоокеана, образовавшегося при деструкции Сибирско-Севе­ ро-Китайского суперкратона, или новообразованными, возникавшими каждый раз при дроблении вновь образованной континентальной коры в рифее, венде-кембрии, среднем палеозое? Чтобы ответить на этот не простой вопрос, обратимся к анализу геологического строения Монголии, расположенной в центре ЦентральноАзиатского складчатого пояса, являющегося восточным сегментом Урало-Мон­ гольского пояса М.В. Муратова [Муратов, 1965] .

МОНГОЛИЯ

Территория Монголии, кроме своего географического положения в центре Центрально-Азиатского пояса, интересна прежде всего тем, что в ее пределах на­ ряду с древними микроконтинентами находятся складчатые зоны, сформировавши­ еся на океанической коре в позднем архее, рифее и венде-кембрии. Строение и гео­ логическое развитие этих зон подробно охарактеризованы автором в отдельных о о OU oSOl 00/ статьях [Макарычев, 1992, 1997]. Здесь мы кратко напомним о строении ХунгуйБумбугэрской зоны, являющейся ключевой для определения возраста зарождения первичного позднеархейского палеоокеана на месте Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 3) .

Основание дорифейского разреза зоны слагает меланократовый комплекс по­ род, представленный метаморфизованными и гранитизированными гипербазитами и базитами, лишенными элементов стратификации. Обычно эти породы находятся в виде реликтов среди полей мигматитов и ортогнейсов. Там, где они менее преоб­ разованы, удается установить двупироксеновые разности, иногда с оливином и хромшпинелидом (гарцбургит), пироксениты, переходящие в горнблендиты, габб­ ро-амфиболиты, эклогитоподобные породы, основные ортогнейсы, гранатовые амфиболиты. Выше без перерыва залегает толща амфиболовых и биотитовых гнейсов, слюдяных сланцев, кварцитов и мраморов. Исходными отложениями для них послужили хемогенные кремнистые, пелитовые и карбонатные осадки. Оба комплекса пород испытали метаморфизм в амфиболитовой фации и гранитизацию .

Изотопный возраст плагиогранитизации протоофиолитов в Бумбугэрском блоке равен 2 437 ± 35 Ма [Макарычев, 1992] и 2 650 ± 30 Ма [Козаков, 1986]. Массовое внедрение гранитоидов в этой зоне произошло в конце раннего протерозоя (1 800-1 900 Ма) .

Таким образом, протоофиолитовый меланократовый фундамент и дорифейские океанические формации указывают на протоокеаническую природу этой зоны. Она сформировалась на позднеархейской океанической коре одновременно с краевыми гранит-зеленокаменными поясами Сибирской и Северо-Китайской платформ .

Хунгуй-Бумбугэрская зона по латерали с запада и востока граничит с раннесреднерифейскими зонами, океаническая природа которых доказывается широким развитием в них офиолитовых комплексов, метаморфизованных в зеленосланце­ вой фации. Становление континентальной коры в этих зонах произошло после вне­ дрения гранитоидов в среднем рифее в 1 100-1 200 Ма. Приведенные данные о раз­ ном времени преобразования океанической коры в континентальную позволяют

--------------Р и с. 3. С х е м а т е к т о н и ч е с к о й зо н а л ь н о с т и С е в е р н о й, З а п а д н о й и Ц е н т р а л ь н о й М о н го л и и 1-5 - Северная Монголия (Тувино-Монгольский микроконтинент): 1 - выступы дорифейского ос­ нования с гранито-гнейсовыми куполами; 2 - рифтогенные прогибы раннего протерозоя, 3 - ранне-среднерифейский чехольный комплекс выступов, 4, 5 - складчатые зоны (4 - среднерифейская на коре оке­ анического типа, 5 - позднерифейско-кембрийские на месте унаследованно развивавшихся прогибов);

6-16 - Западная и Центральная Монголия: 6-9 - складчатые области, сформировавшиеся на месте фраг­ мента Урало-Монгольского протоокеана (6 - позднеархейско-раннепротерозойская на протоокеанической коре, 7 - ранне-среднерифейские на коре океанического типа, 8 - позднерифейско-раннекембрийские переходной стадии развития, 9 - венд-кембрийские на коре океанического типа), 10 - варисские ос­ таточные прогибы, 1 1,1 2 - вулкано-плутонические пояса {11 - девонский, 12 - пермский), 13 - мезозой­ ские наложенные структуры, 14 - офиолиты вне масштаба, 15 - рифтогенные зоны разного возраста, 16 - разломы (а - межзональные: ХБ - Ханхухэй-Бутулиннуринский, ГЛМ - Главный лениамент Мон­ голии; б - надвиги; в - сдвиги, сбросы и взбросы); 17-35 - колонки вне масштаба: 17-32 - формации складчатых зон {17 - протоофиолитовая, 18 - ортоамфиболитовая, мигматизированная, 19 - кварцито­ карбонатная хемогенная, 20 - гнейсово-амфиболитовая, 21 - метатерригенная со слюдяными сланцами, 22 - метаофиолитовая, 23 - аподиабазовая зеленосланцевая, 24 - кремнисто-сланцевая, 25 - кремнисто­ карбонатная, 26 - карбонатно-сланцевая, 27 - вулканогенно-кремнистая, 28 - андезито-базальтовая, 29

- андезитовая, 30 - наземная вулканогенно-терригенная, 31 - терригенная, 32 - карбонатная), 33 - эоло­ вые пески, 34 - органические остатки {а - скелетная фауна, б - онколиты), 35 - радиологический воз­ раст гранитизации. Колонки 1, 3, 4, 10 - по автору, 2, 5-9 - по данным [Благонравов и др., 1977] Выступы Тувино-Монгольского массива: Бн - Бутулиннуринский, ВХ - Восгочно-Хубсугульский, Бт - Барунтурунский, С - Сонгинский, Хр - Харанурский, Д - Дариби, Б - Бумугэрский. Важнейшие рифейские и палеозойские складчатые зоны: Шх - Шишхидская, Хуб - Хубсугульская, Кч - Качинская, Оз

- Озерная, Дж - Джидинская, Ур - Ургамальская, ХУ - Хунгуйская, Тб - Тарбагатайская, ЗХ - Западно-Хэнтейская, СХ - Северо-Хэнтейская, ЮХ - Южно-Хэнтейская, Хн - Хангайская, Хт - Хэнтейская, Кр - Керуленская, ОС - Орхон-Селенгинская, Сг - Средне-гобийская. Гранито-гнейсовые купола: I Сундульский, II - Эйгингольский, III - Селенгинский, IV - Хубсугульский, V - Сангиленский, VI - Марцингольский. Рифты: 1 - Туингольский, 2 - Хутульский, 3 - Баянхонгорский, 4 - Ханхухэйский, 5 - Дзабхан-Мандальский, 6 - Хасагтинекий сделать вывод о том, что раннерифейские океанические бассейны Северной Мон­ голии являются фрагментами позднеархейского протоокеана. Такое же происхож­ дение, вероятно, и рифейского палеоокеана во Внутренней Монголии .

Другая тектоническая природа складчатых зон, сформировавшихся на океани­ ческой коре позднерифей-венд-кембрийского возраста. Озерная и Джидинская зо­ ны в Северной Монголии, зона Ондор Сум-Хар Морон во Внутренней Монголии имеют резко секущие соотношения не только с древними микроконтинентами, но и с ранне-среднерифейскими зонами с новообразованной континентальной корой .

Выплавление больших масс гранитоидов в конце среднего рифея привело к частич­ ной кратонизации Центрально-Азиатского складчатого пояса. Вероятно, в это вре­ мя в его пределах был сформирован крупный блок гетерогенно-континентальной коры, входивший в состав суперконтинента Пангея I (Родинии). Новый деструктив­ ный этап, начавшийся в конце рифея и достигший максимальной активности в венде-кембрии, привел к раскрытию на месте Центрально-Азиатского пояса вторич­ ного палеоокеана - Палеопацифики. Эволюция этого палеоокеана от момента рас­ крытия в конце рифея до закрытия в среднем палеозое рассмотрена в многочислен­ ных публикациях А.А. Моссаковского с соавторами [Моссаковский и др., 1993; и др.]. Однако дискуссионным остается вопрос, был ли этот вторичный палеоокеан единым целым или состоял из малых океанических бассейнов, образовавшихся в результате рассеянного спрединга гетерогенной докембрийской континентальной коры. Решение этого вопроса - задача дальнейших исследований .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Сибирская и Северо-Китайская платформы характеризуются одинаковым вну­ тренним строением. В их пределах расположены раннеархейские щиты - Алдан­ ский и Анабарский на Сибирской платформе и Ордос, Янляо, Хехуай на СевероКитайской платформе. Древнейшие образования щитов представлены так называ­ емыми “серыми гнейсами”, изотопный возраст их равен 3600-3800 Ма. Эти данные позволяют считать, что в катархее и раннем архее на территории Центральной Азии располагался Сибирско-Северо-Юггайский суперкратон, входивший в состав Пангеи 0. Раннеархейская “серогнейсовая” кора присутствует на щитах всех конти­ нентов, что позволило Ч.Б. Борукаеву [Борукаев, 1985] сделать вывод об образо­ вании первого крупного блока протоконтинентальной коры Пангеи 0 .

В позднем архее произошел распад этого суперконтинента с обособлением Си­ бирского и Северо-Китайского кратонов. К этому времени следует относить рас­ крытие Центрально-Азиатского палеоокеана с образованием протоокеанической коры. Реликтовые фрагменты протоофиолитов надежно установлены в краевых гранит-зеленокаменных поясах - в Становом и Шарыжалгайском на Сибирской и Дагиншанском поясе Северо-Китайской платформы, а также в Хунгуй-Бумбугэрской зоне Северной Монголии, т.е. в центре Центрально-Азиатского пояса. Таким образом, краевые гранит-зеленокаменные пояса, ограничивающие эти платфор­ мы, служат индикаторами раскрытия первичного Центрально-Азиатского палео­ океана. Спрединг в позднем архее проявился в рассеянном виде, что подтверждает­ ся образованием протоокеанических бассейнов и микроконтинентов. Наиболее крупным из них является Тувино-Монгольский микроконтинент, разделивший этот протоокеан на Сибирскую и Монголо-Северо-Китайскую части. В результате про­ цессов метаморфизма и гранитизации протоокеаническая кора этих поясов в ин­ тервале 2 600-2 800 Ма была преобразована в континентальную кору и аккрецион­ ным путем нарастила Сибирский и Северо-Китайский кратоны. В это же время в Хунгуй-Бумбугэрской зоне Северной Монголии была сформирована энсиматическая островная дуга огромной протяженности .

В позднем архее не произошла полная кратонизация Центрально-Азиатского пояса. В его пределах оставались пространства с протоокеанической корой, не за­ тронутые процессами континентального порообразования. На этой коре сформи­ ровались складчатые зоны ранне-среднерифейского возраста. На южном обрамле­ нии Сибирской платформы - это Байкало-Муйская зона, на северном обрамлении Северо-Китайской платформы - зона Баян Обо, а в Северной Монголии - Ургамальская и Центрально-Монгольская зоны. Океанические формации этих зон бы­ ли гранитизированы в среднем рифее. Таким образом, происходило своеобразное стягивание континентальной коры от периферии к центру Центрально-Азиатско­ го протоокеана. Выплавление больших масс гранитоидов в среднем рифее привело к частичной кратонизации Центрально-Азиатского складчатого пояса. Новый этап деструкции в конце рифея и в венде-кембрии обусловил раскрытие вторичного па­ леоокеана - Палеопацифики. Спрединг в то время охватил не только участки не до конца консолидированной коры ранне-среднерифейских зон, но и Тувино-Монгольский микроконтинент, чему примером служит Джидинская зона с офиолитовым субстратом венд-кембрийского возраста .

Суммируя все изложенное, можно прийти к выводу о полициклическом разви­ тии Центрально-Азиатского складчатого пояса. В его пределах эпохи растяжения сменялись эпохами сжатия. В эпохи растяжения в позднем архее, рифее и вен­ де-кембрии происходило раскрытие палеоокеанических бассейнов и накопление вулканогенно-осадочных толщ большой мощности. Эпохи сжатия, имевшие место в конце позднего архея и раннего протерозоя, после среднего рифея и в конце кем­ брия, сопровождались тектоническим скучиванием, метаморфизмом и гранитиза­ цией. С последним этапом сжатия связано выплавление больших масс гранитоидов в разновозрастных складчатых зонах, что привело к их объединению в единый крупный блок с гетерогенной континентальной корой .

ЛИТЕРАТУРА

Алданский щ ит/ / Докембрийская геология СССР. Л.: Наука, 1988. Ч. II, раздел II. С. 222-282 .

Бережная Н.Г., Богомолов Е.С., Кирнозова Т.Н. и др. Раннедокембрийские этапы развития АлданоСтанового кратона и их геохронологическое обоснование //Геология и рудоносность докембрия Сибирской платформы и ее обрамления: Тез. докл. Иркутск: И ЗК СО АН СССР, 1987 .

С. 202-203 .

Бибикова Е.В., Баадсгард X., Бойко ВЛ. Самарий-неодимовый возраст древнейших метаморфических пород Украинского щита и Омолонского массива // Проблемы изотопного датирования процессов метаморфизма и метасоматоза: Тез. докл. М.: ГЕОХИ АН СССР, 1985. С. 16-17 .

Бибикова Е.В., Другова Г.М., Макарова ВЛ. и др. Геохронология Алдано-Витимского щита // Методы изотопной геологии и геохронологическая шкала. М.: Наука, 1986. С. 135-159 .

Бибикова Е.В., Кирнозова Т.Н., Макарова В.А. и др. О времени вулканизма в Олондинском зеленока­ менном поясе (Восточная Сибирь) //Докл. АН СССР. 1984. Т. 279, № 6. С. 1424-1428 .

Благонравов В.А., Зайцев Н.С.,Лхасурен Б. и др. Докембрийские комплексы Северной Монголии - об­ разование ранних стадий формирования континентальной коры. М.: Наука, 1977. С. 18-26. (Тр .

Сов.-Монг. экспедиции; Вып. 22) .

Борукаев Ч.Б. Структура докембрия и тектоника плит. Новосибирск: Наука, 1985. 190 с .

Ветлужских В.Г., Кудрявцев В.А., Соколов Н.А. Стратиграфия архея района верхнего течения р. Тимптон (Зверевский блок) // Геология и петрология докембрия Алданского щита. М.: Наука, 1966 .

С. 26-33 .

Глазунов О.М., Грудинин М.И..Летников Ф.А. и др. Ультраосновные породы Крутой Губы // Геология гранулитов. Иркутск, 1981. С. 50-59 .

Глебовицкий В.А. Геологические и физико-химические связи метаморфизма и тектоники в раннем до­ кембрии // Геотектоника. 1996. № 5. С. 27-42 .

Глуховский М.З. Геологическая эволюция фундаментов древних платформ. М.: Наука, 1990. 213 с .

Гпуховский М.З., Моралев В.М., Кузьмин М.И. Тектоника и петрогенезис катархейского комплекса Ал­ данского щита в связи с проблемой протоофиолитов // Геотектоника. 1977. № 6. С. 103-117 .

Глуховский М.З., Моралев В.М., Суханов М.К. Тектоническое положение раннепротерозойских анор­ тозитов и гранитоидов Алданского щита и зональность процессов термотектогенеза // Там же .

1993. № 3. С. 69-81 .

Дзевановский Ю.К. Геология западной окраины Станового хребта // Бюл. ВСЕГЕИ. 1958. № 1 .

С. 21-27 .

Добрецов Н Л. Проблемы тектоники и офиолитовых поясов Центральной Азии, Южной Сибири и Се­ верного Китая // Проблемы магматизма и метаморфизма Восточной Азии. Новосибирск: Наука,

1990. С. 7-23 .

Ескин А.С.,Летников Ф.А. Геологическая позиция архейских комплексов Прибайкалья // Геология гранулитов. Иркутск, 1981. С. 4-12 .

Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов А.В. Sm-Nd возраст и геохимия метавулканитов Олондинского зеленокаменного пояса (Алданский щит) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1989. № 2. С. 39-49 .

Козаков И.К. Докембрийские инфраструктурные комплексы палеозоид Монголии. Л.: Наука, 1986 .

144 с .

Коржинский Д.С. Докембрий Алданской плиты и хр. Станового // Стратиграфия СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1939. Т. 1. С. 349-366 .

Кострыкина В.М., Кострыкин Ю.П., Емельянов А.А. Геологическое строение и металлогенические особенности докембрийских образований Нюкжинско-Тындинского участия БАМ // Докембрий­ ские комплексы зоны БАМ. Владивосток, 1979. С. 55-71 .

Левченков О.А., Морозова И.М.,Другова Г.М. и др. Уран-свинцовое датирование древнейших образова­ ний Алданского щита // Изоптоное датирование процессов метаморфизма и метасоматоза. М.: На­ ука, 1987. С. 116-138 .

Макарычев Г.И. Первично-океаническая природа коры Урало-Монгольского складчатого пояса // Гео­ тектоника. 1992. № 1. С. 111-124 .

Макарычев Г.И. Фрагменты докембрийской океанической и континентальной коры в Северной Монго­ лии // Там же. 1997. № 2. С. 39-52 .

Мишкин М.А., Авченко О.В. К петрологии метаморфических пород Становой складчатой области //Д о ­ кембрийские комплексы зоны БАМ. Владивосток, 1979. С. 91-111 .

Моралев В.М. Ранние этапы эволюции континентальной литосферы. М.: Наука, 1986. 165 с .

Морозова И.М., Другова Г.М., Богомолов Е.С. Изотопно-геохронологические доказательства раннедокембрийской истории Алдано-Олекминского района // Изотопная геохронология. Л.: Наука, 1989 .

С. 87-110 .

Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс, геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3-32 .

Муратов М.В. Складчатые геосинклинальные пояса Евразии //Т ам же. 1965. № 6. С. 3-18 .

Пейве А.В. Океаническая кора геологического прошлого //Т ам же. 1969. № 4. С. 5-23 .

Петрова 3.И .

, Левицкий В.И., Бибикова Е.В. Петрология, геохимия и последовательность формирова­ ния пород Шарыжалгайской серии // Геология гранулитов. Иркутск, 1981. С. 13-49 .

Хайн Е.В. Основные проблемы современной геологии: (Геология на пороге XXI века). М.: Наука, 1994 .

187 с .

Хайн В.Е. Урало-Монгольский пояс М.В. Муратова: Происхождение и соотношение со смежными под­ вижными поясами // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1998. Т. 73, вып. 5. С. 25-29 .

Хайн В.Е., Божко Н.А. Историческая геотектоника: Докембрий. М.: Недра, 1998. 381 с .

Эволюция раннедокембрийской литосферы Алдано-Олекмо-Станового региона. Л.: Недра, 1987 .

280 с .

Gan Shengfei. Archean granulite belt of Mt. Daquingshan in Inner Mongolia, China: the earliest product of mod­ em-stupe plate-convergence of North China craton and Proto-Mongolia block. Report N 2 of the IGCP Project 283 // Second Intern, symp. on evolution of Paleoasian Ocean: Abstr. and pap. Beijing, 1991 .

Hu Daogong, Tan Chengxuan, Fu Junyu, Zhang Hai. The Middle Proterozoic ophiolite in Alihe area of Inner Mongolia // XXX Intern. Geol. Congr. Abstr. Beijing, 1996. Vol. 1. P. 295 .

Kontinen A. An Early Proterozoic ophiolites - the Jormua mafic-ultramafic complex, Northeastern Finland .

Precambr. Res. 1987. Vol. 35. P. 313-341 .

Li Shuxun, Jin Wer, Yu Haifeng. Proterozoic orogenic belt and evolution of lower crust in Northern China craton, China: An example from Deqing Montain, Inner Mongolia // XXX Intern. Geol. Congr. Abstr. Beijing, 1996 .

Vol. 3. P. 267 .

Liu D.-Y., Page R.W., Compston W., Wu J. U-Pb zircon geochronology of Late Archean metamorphic rocks in the Taihangshan-Wutaishan area, North China// Precambr. Res. 1985. Vol. 27. P. 85-109 .

Lu Songnian, Yang Chunliang, Li Huaikin, Li Huimin. A proposed Archean timescale of China// XXX Intern. Geol .

Congr. Abstr. Beijing, 1996. Vol. 2. P. 526 .

Ma Xingyuan, Wu Zheangwen. Early tectonic evolution of China // Precambr. Res. 1981. Vol. 14. P. 185— 202 .

Nutman PA., Chernyshev I.V., Baadsgaard H.t Smelov A.P. The Aldan Shield of Siberia, USSR: The age of its Archean components and evidence for widespread reworking in the Mid-Proterozoic // Ibid. 1992. Vol. 54, N 2/4. P. 195-210 .

Shen Qihan, Geng Yuansheng. The major geological characteristics of Archean crusts of China // XXX Intern .

Geol. Congr. Abstr. Beijing, 1996. Vol. 2. P. 526 .

Sony Biao, Nutman PA., WuJiashan, Lio Dunyi, Wan Yusheng. The geological evolution of the Archean of Anshan Area, NE China // Ibid. 1996. Vol. 2. P. 525 .

Tang K. Tectonic development of Paleozoic foldbetls at the North margin of the Sino-Korean craton // Tectonics .

1990. Vol. 19, N 2. P. 249-260 .

Tian Yong, Yu Keren. The inner texture and geodynamic mechanism of the Proterozoic orogenic belt in Wutaishan, Shanxi Province // XXX Intern. Geol. Congr. Abstr. Beijing, 1996. Vol. 1. P. 284 .

Wang Horgzhen, Qiao Xiufu. Proterozoic stratigraphy and tectonic flamework of China // Geol. Mag. 1984 .

Vol. 121, N 6. P. 599-614 .

Wang Huichu, Bai Jin, Xiu Qunye. The Early Proterozoic tectonic flamework of the northern margin of North China platform // XXX Intern. Geol. Congr. Abstr. Beijing, 1996. Vol. 2. P. 579 .

Wang Rizheng, Yan Yaoyang, Li Huimin, Lin Yuanxian. The Early Precambrian chronotectonic formework of the Wutaishan area, China // Ibid. 1996. Vol. 2. P. 579 .

Wilde S., Cawood P., Wang K. The relationship and timing of granitoid evolution with respect to felsic volcanism in the Wutai Complex, North China Craton // Ibid. 1996. Vol. 2. P. 578 .

Wu Changhua, Mei Hualin, Zhong Changting. Tectonic setting and Early Proterozoic collision of the Khnondalite suite and Granulite complex in Southern Nei Mongol and North Shanxi, North China craton // Ibid. 1996 .

Vol. 2. P. 553 .

Xu Hongcai, Li Shengzhi, Dong Guochen. Study on Archean geology in Hebei Province, China // Ibid. 1996. Vol. 2 .

P. 579 .

СООТНОШЕНИЕ ПАМИРА И ТЯНЬ-ШАНЯ

В МЕЛУ И КАЙНОЗОЕ

В. С. Буртман Геологический институт РАН Проблема соотношения Памира и Тянь-Шаня давно привлекает исследова­ телей. Концепция их мобильного взаимодействия, возникшая в работе Д.И. Мушкетова [1919], разработанная Э. Арганом [Argand, 1924] и модифици­ рованная его последователями, имела в 40-70-х годах многочисленных крити­ ков. Со временем, под давлением фактов и обстоятельств количество противни­ ков уменьшалось, сомнения рассеялись. В настоящее время мобильное взаимо­ действие Тянь-Шаня и Памира в кайнозое, как следствие коллизии Индостанской плиты с Евразией, имеет разностороннюю аргументацию. Круг проблем, связанных с этим вопросом, изменился: актуальным стало определение количе­ ственных параметров - величин перемещения, сокращения земной поверхности, углов вращения тектонических элементов .

В статье на основании фациального анализа, структурных и палеомагнитных данных определены такие количественные параметры. В результате стала возмож­ ной реконструкция палеогеографических обстановок в мелу и палеогене на палинспастической основе. Благодаря такой основе, предлагаемые в статье палеогеогра­ фические реконструкции отражают истинные соотношения и размеры объектов. В этом их главное отличие от опубликованных палеогеографических карт [Алиев и др., 1979; Атлас..., 1967; Кариев, 1977; Эгамбердыев, 1981; и др.] .

Наиболее информативны результаты изучения меловых и палеогеновых отло­ жений в горных хребтах и долинах Афгано-Таджикской впадины и Памир-Алай­ ского района. Афгано-Таджикская впадина - это область развития мезозойских и кайнозойских отложений, которую обрамляют горные страны, сложенные палео­ зойскими и более древними породами, - Южный Тянь-Шань, Памир и Западный Гиндукуш (рис. 1,2). На юго-западе Афгано-Таджикская впадина открыта в сторону Туранской платформы, а на северо-востоке породы мела и кайнозоя продолжа­ ются в район Памир-Алайского сближения и далее - в Таримскую впадину. Север­ ную часть Афгано-Таджикской впадины, расположенную в Таджикистане, называ­ ют Таджикской депрессией [Херасков, 1932]. Эта депрессия представляет собой складчатую горную страну с размахом рельефа в тысячи метров и является депрес­ сией лишь относительно окружающих ее гигантских горных сооружений. Горы Па­ мира и Тянь-Шаня очень молоды. Говоря о Памире и Тянь-Шане в меловое и тре­ тичное время, автор имеет в виду территорию будущих горных стран .

ФАЦИИ МЕЛА И ПАЛЕОГЕНА АФГАНО-ТАДЖИКСКОЙ ВПАДИНЫ

И ЕЕ ГОРНОГО ОБРАМЛЕНИЯ

И.Е. Губин [1940,1960] использовал результаты фациального анализа меловых и палеогеновых отложений, развитых около Вахшского разлома, для обоснования природы последнего. Соприкосновение по разлому разнородных фаций было ре­ зонно интерпретировано как результат надвига, имеющего большую амплитуду .

Величину амплитуды определить не удалось, она была предположительно оценена в 10-15 км. А.И. Суворов и С.Г. Самыгин [Суворов, 1968; Суворов, Самыгин, 1965] провели подобную работу, используя данные по северной части Таджикской де­ прессии и Памир-Алайской области. Величина надвигания по Вахшскому разлому была определена ими в 100 км, по Каракульскому разлому - 40-45 км. В.С. Бурт­ ман и П. Молнар [Burtman, Molnar, 1993] привлекли новые материалы и расширили г * В/ Рис. 2. Кайнозойские структуры Памира и Афгано-Таджикской впадины ([Буртман, 1982] с изменениями) I - океанические сутуры (I - Палео-Тетиса, II - Мезо-Тетиса, III, IV - Нео-Тетиса); 2 - оси поздне­ кайнозойских складок; 3 - сдвиги; 4 - надвиги. Разломы (цифры на схеме): 1 - Макур-Чаман, 2 - Герируд (Герат), 3 - Зебак-Муньян (Пандшир), 4 - Дарваз-Каракульский, 5 - Альбурс-Мурмуль, 6 - ЮжноГиссарский, 7 - Вахш-Заалайский, 8 - Памир-Каракорумский

Локальная шкала:

Общая шкала: ярусы Общая шкала: ярусы Локальная шкала:

горизонты горизонты

–  –  –

Примечание. Региональная шкала Средней Азии по [Вялов, 1940; Симаков, 1952 а, б; Крейденков, Распопин, 1972]. Локальная шкала для Таджикской депрессии по [Давидзон и др., 1982] .

территорию, на которую распространяется фациальный анализ. Модернизирован­ ные фациальные карты свидетельствовали о том, что величина сближения Памира и Тянь-Шаня более указанных выше оценок. Стало также ясно, что для получения полной картины деформации фациальных зон, как основы для оценки тектониче­ ских перемещений, необходимо вовлечь в. анализ данные по более обширной тер­ ритории, включающей восточное обрамление Памира. Ниже изложены результа­ ты фациального анализа для территории, охватывающей Афгано-Таджикскую впадину, Памир-Алайскую область, Памир, западную часть Таримской впадины, Алайский, Туркестанский, Зеравшанский и Гиссарский хребты Тянь-Шаня, горы Юго-Западного Гиссара .

Отложения мела и палеогена на большей части региона изучены детально и их возраст обоснован палеонтологическими данными. Эти данные позволили сопоста­ вить местные стратиграфические подразделения с ярусами европейской стратигра­ фической шкалы (табл. 1 и 2) и пользоваться в статье европейскими ярусами. Рас­ сматриваемая область находится на территории нескольких государств. На ее боль­ шей части, принадлежащей Таджикистану, Киргизстану и Узбекистану, были ис

–  –  –

J J J 6 Рис. 4. Нижний мел Афгано-Таджикской впадины (положение разрезов см. на рис. 3) 1-6 - породы: 1 - гипсы, 2 - мелководные карбонаты, 3 - мергели, 4 - глины, 5 - песчаники и алев­ ролиты, 6 - конгломераты; 7-11 - условия осадконакопления: 7 - морские (неритовые и лагунные), 8 чередование морской и континентальной седиментации, 9 - континентальная седиментация, 1 0 - конти­ нентальная эрозия, 11 - информация отсутствует. Мощность отложений указана в м Разрезы: 1 - скв. Тепетай, 2 - Лянгар [Рыскина, 1981]; 3 - Кансай [Акрамходжаев и др., 1971]; 4 Актаг [Симаков, 1952]; 5 - Ширам, 6 - Деханитор [Браташ и др., 1970]; 7 - Рават, 8 - Канчоч, 9 - Сурхчашма [Джалилов и др., 1971]; 10 - Северный Бабатаг [Симаков, 1952]; И - Чоррох [Акрамходжаев и др., 1971]; 12-скв. Арыктау [Андреев и др., 1972]; 13-Пулихумри [Геология..., 1980]; 14-К аратау [Фи­ лонов, Король, 1966]; 15 - Сарсаряк [Симаков, 1952; Филонов, Король, 1966]; 16 - Нурек [Симаков, 1952]; 17 - Вахшский хр. [Муфтиев, Шадчинев, 1967]; 18 - Иджудара [Власов и др., 1964]

-------------------пользованы хорошо документированные послойно описанные стратиграфические разрезы. Геологическая изученность Афганистана и китайской провинции Синьцзянь хуже остальных территорий: расчленение отложений не столь детально, па­ леонтологические данные беднее и документация разрезов менее добротна .

Ранний мел

В раннем неокоме на территория Афгано-Таджикской впадины в континен­ тальных условиях накапливались красноцветные обломочные и глинистые отло­ жения. Море пришло с запада [Мушкетов, 1919; Гашлиев, Товбина, 1992]. Морская трансгрессия началась в готериве и была пульсирующей. В раннем барреме конти­ нентальные условия осадконакопления вновь охватывали всю депрессию. Новое наступление моря произошло в позднем барреме и в позднем альбе, большую часть территории впадины и ее горного обрамления заняло Таджикское море и его лагу­ ны (рис. 3-6) .

Фациальные зоны. В центральной зоне (D; см. рис. 3) Таджикского раннемело­ вого седиментационного бассейна берриас и валанжин представлены континен­ тальными осадками. Накопление морских и лагунных отложений происходило от готерива до конца раннего мела, с перерывом в раннем барреме, когда условия се

–  –  –

Рис. 6. Мел и палеоген Памир-Алайского района и западной части Таримской впадины (положение разрезов см. на рис. 5 и 11) Разрезы: 21 - Наукат [Сочава, 1965]; 22 - Дараут, 23 - Бордоба ([Пояркова, 1969] с изменениями); 24 - Кызылой [Синицын, 1957]; 25 - Яркенд-дарья [Казьмин, Фараджев, 1961]; 81 - Кызыларт, 82 - Гульча [Козлов, Артемов, 1966]; 83 - Чат, 84 - Казыкарт, 85 - Яркенд-1, 86 - Яркенд-2 [Синицын, 1957]; 87 - Куча (Куче) [Yin, Nie, 1996]. Остальные условные обозначения см. на рис. 4 диментации были пресноводными озерными. О последнем свидетельствуют пре­ сноводные моллюски, найденные в этом районе [Акрамходжаев и др., 1971; Мар­ тинсон, 1969] .

В промежуточной зоне (С; см. рис. 3) континентальные отложения формирова­ лись от берриаса до раннего баррема. В отложениях раннего борема присутствуют озерные осадки с пресноводной фауной [Мартинсон, 1969]. Морские и лагунные от­ ложения имеют возраст от позднего баррема до позднего альба. На многих участ­ ках морские, гипсоносные лагунные, пресноводные озерные и аллювиальные отло­ жения чередуются в стратиграфическом разрезе апта и альба. В северо-восточном направлении морские отложения баррема-альба сменяются лагунными (разрез 15;

см. рис. 4), а затем - континентальными. В Нурекской зоне (Е; см. рис. 3) весь раз­ рез нижнего мела образован породами континентального происхождения, исклю­ чая верхи альба, представленные отложениями лагуны .

В северной периферийной зоне (В; см. рис. 3) распространены маломощные от­ ложения раннего мела, которые трансгрессивно залегают на юрских породах, а ча­ ще несогласно перекрывают палеозойские отложения. Нижняя часть разреза сло­ жена красноцветными обломочными породами, для которых вероятен аптский воз­ раст. Выше лежат породы с морской фауной раннего и позднего альба, среди кото­ рых нередки горизонты континентальных красноцветных отложений. Южная пе­ риферийная зона (F; см. рис. 3) подобна одноименной северной зоне. Накопление континентальных осадков началось здесь в барреме или апте, морские отложения содержат фауну среднего альба (разрез 13; см. рис. 4) .

Большая часть северной внешней зоны (А; см. рис. 3) в раннем мелу была об­ ластью денудации. По окраинам этой области формировались континентальные осадки, которые трансгрессивно налегают на отложения разного возраста. Возраст подошвы этой толщи может быть различен в разных частях зоны. Палеонтологи­ ческое обоснование имеют лишь пресноводные отложения альба (разрез 7, см. рис .

3, 4; 21, см. рис. 5, 6). Зона (G) (см. рис. 3) - вероятный аналог зоны (А) .

Границы морского бассейна. В готериве край морского бассейна находился на границе зоны (D), в позднем барреме - на границе зоны (С) с зонами (В), (Е) и (F) .

В апте и альбе морская граница мигрировала во время трансгрессий и регрессий в пределах зон (В), (С), (Е) и (F). При максимальной трансгрессии (в позднем альбе) море распространялось на север до границы зон (А) и (В). Во внешней зоне Пами­ ра позднеальбская трансгрессия достигла 72-го меридиана, к востоку от которого нижний мел представлен лишь континентальными отложениями .

У северной границы Центрального Памира (I; см. рис. 5) вдоль Танымасского надвига распространены отложения раннего мела, разрез которых подобен разре­ зу отложений Таджикского моря. На северном склоне хр. Зорташкол (разрез 27;

см. рис. 5) на красноцветных песчаниках и пресноводных озерных осадках залега­ ют алевролиты, глины, известняки с прослоями гипса и каменной соли и с морской фауной среднего-позднего альба [Расчленение..., 1976; Швольман, 1977]. В более южных районах Центрального Памира нижний мел представлен континентальны­ ми обломочными отложениями. Таким образом, вероятная южная граница позднеальбского Таджикского моря находится в северной части зоны Центрального Па­ мира и морская трансгрессия достигала на востоке 75-го меридиана. Трудно решить вопрос о границах этого моря на территории Северного Памира (Н; см. рис. 5), где ныне меловых пород нет. В гальке нижнемеловых конгломератов зорташкольского разреза (разрез 27; см. рис. 5) узнают палеозойские породы Северного Памира [Швольман, 1977], но направление потоков не определено. Поэтому рассматривае­ мый восточный залив Таджикского моря мог быть как узким, так и широким, ох­ ватывающим большую часть Северного Памира .

На территории Афганистана положение южной границы альбского Таджик­ ского моря не определено. Морские отложения среднего-позднего альба распро­ страняются в южном направлении до Западного Гиндукуша. Далее к югу пород нижнего мела нет вплоть до прогиба Фарахруд в Южном Афганистане, где разви­ ты альпийские фации морского раннего мела. Вероятно, южная граница Таджик­ ского моря протягивается из Центрального Памира в Западный Гиндукуш .

Поздний мел

В позднем мелу Таджикский морской бассейн занимал всю территорию Афга­ но-Таджикской впадины и прилегающих горных хребтов. В нем накапливались мелководные отложения. В сенамоне, туроне и раннем сеноне в большей части морского бассейна формировались карбонатно-глинистые отложения. Условия нормальной солености местами сменялись лагунными. Наиболее широко лагунные гипсоносные осадки были распространены в сантоне. В кампанском веке площадь карбонатного осадконакопления уменьшилась, а некоторые площади подверглись денудации. В позднем сеноне произошла обширная трансгрессия моря, в котором преобладало накопление мелководных карбонатных пород (рис. 7, 8; см. рис. 5, 6) .

Фациальные зоны. В Афгано-Таджикской впадине фациальные зоны позднего мела также расположены симметрично относительно оси бассейна, испытавшей наибольшее прогибание. Центральную зону (D; см. рис. 7) характеризует полный разрез морских отложений, который имеет мощность более 900 м и местами пре­ вышает 1300 м. Верхний мел согласно надстраивает разрез морских отложений раннего мела. Такие же позднемеловые отложения, с мощностью более 900 м, рас­ пространены в Нурекской зоне (Е; см. рис. 7) - около Вахшского надвига .

В промежуточной зоне (С; см. рис. 7) мощность верхнего мела от 600 до 900 м .

Отложения —морские, на некоторых участках установлен перерыв в осадконакоплении в кампанском веке. В северной периферийной зоне (В; см. рис. 5, 7) мощ­ ность верхнего мела менее 600 м. Разрез также сложен морскими отложениями. В их основании появляются грубообломочные породы, которые с размывом залега­ ют на подстилающих отложениях .

В северную внешнюю зону (А; см. рис. 7) море проникло лишь в позднем мелу .

На территории восточной части Алайского хребта в раннем сеномане осадки нака­ пливались в пресноводном озере, в позднем сеномане - в лагуне, с турона - в море нормальной солености [Сочава, 1965]. На территорию Туркестанского хребта трансгрессия моря произошла в позднем сеноне. Рассматриваемая внешняя зона за­ нимает территорию, которая простирается на север до Чаткальского хребта и на восток - до Ферганского хребта и Таримской впадины (см. рис. 5). Стратиграфиче­ ские разрезы верхнего мела южной периферийной (F; см. рис. 7) и южной внешней (G; см. рис. 7) зон подобны одноименным северным зонам (см. рис. 8) .

Границы морского бассейна. Таджикский морской бассейн был открыт в запад­ ном направлении. На восток рассматриваемые отложения продолжаются в ПамирАлайский район и в западную часть Таримской впадины. Промежуточная зона (С) окачивается около меридиана 71°, восточнее которого северная и южная перифе­ рийные зоны (В) и (F) разделены лишь Вахш-Заалайским надвигом (см. рис. 5) .

В западной части Таримской впадины мощность верхнего мела уменьшается и в Яркендском районе (разрез 25; см. рис. 5, 6) происходит замещение морских кар­ бонатных отложений сенона континентальными песчаниками [Казьмин, Фараджев, 1961]. На северном краю Таримской впадины разрез верхнего мела сложен красноцветными континентальными обломочными отложениями с флорой и пре­ сноводной фауной [Беляевский, 1948; Yin, Nie, 1996]. В Тоюнской мульде (разрез 26; см. рис. 5) мощность конгломератов и песчаников, относимых к позднему мелу, достигает 1500 м [Синицын, 1957]. Такое же строение имеет верхний мел в ТяньШане к востоку от Ферганского хребта .

Северная граница позднемелового морского бассейна не была постоянной. Она мигрировала между современными Зеравшанским, Алайским и Чаткальским хреб­ тами. Здесь был расположен Ферганский залив Таджикского моря, размеры и конРис. 7. Фациальные зоны позднего мела в Афгано-Таджикской впадине (A-G) 31-52 - местоположение стратиграфических колонок (см. рис. 8). Остальные условные обозначе­ ния см. на рис. 3 туры которого менялись от века к веку. Залив образовался в позднем сеномане, ко­ гда произошла трансгрессия моря в Фергану через территорию Алайского хребта .

Западнее, на территории Туркестанского хребта, находилось относительное подня­ тие, которое до позднего сенона служило ограничением Таджикского моря. Снос обломочного материала с Туркестанского поднятия в северном и южном направле­ нии надежно установлен в сеномане [Рухин, Рухина, 1961]. Вероятно, он происходил и позднее [Эгамбердыев, 1981]. Мощности всех горизонтов верхнего мела умень­ шаются в сторону этого поднятия как с юга, так и с севера [Пояркова, 1966]. Мож­ но предполагать, что Туркестанское поднятие вначале было областью денудации, затем, в позднем сеноне, было вовлечено в прогибание и залито морскими водами, но прогибалось медленнее окружающих территорий .

У южной границы южной периферийной зоны - в Западном Гиндукуше и в Дарвазских горах - мощность отложений позднего мела сокращается, увеличива­ ются перерывы в осадконакоплении и появляются грубообломочные толщи: чувст­ вуется приближение к краю бассейна. Точно определить эту границу не удается. На

–  –  –

Рис. 8. В е р х н и й м е л А ф г а н о - Т а д ж и к с к о й в п а д и н ы (п о л о ж е н и е р а з р е з о в см. н а ри с. 7) Разрезы: 31 - Майкота, 32 - Машан [Пояркова, 1959]; 33 - Нилю, 34 - Аулят, 35 - Газдагана [Джалилов, 1971]; 36 - Альбурс [Геология..., 1980]; 37 - Даханитор, 38 - Доаб [Браташ и др., 1970]; 39 - Куросон ([Пояркова, 1969] с изменениями); 40 - Арглы [Джалилов и др., 1971]; 41 - Сурхат [Старшинин, 1972]; 42 - Лучоб, 43 - Каракуз, 44 - Аксу, 45 - Ходжаказиан [Джалилов, 1971]; 46 - Пулихумри, 47 - Андараб [Геология..., 1980]; 48 - Булгары, 49 - Иджудара [Джалилов, 1963, 1971]; 50 - Иокуньж [Джалилов, 1971]; 51 - Сиунг, 52 - Ляйрун [Джалилов, 1963]. Остальные условные обозначения см. на рис. 4 Северном Памире (Н; см. рис. 5) меловых отложений нет. Вероятно, в позднем ме­ лу на его территории находилось поднятие, которое отделяло Таджикское море от области накопления карбонатно-теригенных и вулканогенных отложений Цент­ рального и Южного Памира и Каракорума. Можно предполагать, что это поднятие продолжалось на запад в Афганистан, где играло такую же роль. Однако нельзя быть уверенным, что этот барьер существовал в течение всего позднего мела .

Связь рассматриваемого морского бассейна с Тетисом предполагал еще Э. Зюсс [Suess, 1908], а также более поздние исследователи [Синицын, 1962; и др.] Палеоген В палеоцене и эоцене на территории современной Афгано-Таджикской впади­ ны и ее горного обрамления распологалось мелкое море. Оно занимало котловину, осевая часть которой прогибалась быстрее окраин. В палеоцене в Таджикском бас­ сейне формировались мелководные морские и лагунные осадки - карбонатные по­ роды и гипсы. В некоторых разрезах в основании палеоцена залегают глины, алев­ ролиты и песчаники. В ипрский век произошло углубление бассейна и в нем нака­ пливались главным образом глинистые отложения. В разрезе лютетского яруса карбонатные породы чередуются с глинами и песчаниками. В бартонском ярусе преобладают песчано-глинистые отложения, в некоторых разрезах появляются ла­ гунные фации с гипсами. В приабонском веке накапливались глинистые отложе­ ние, вслед за чем произошло осушение бассейна .

Предолигоценовый перерыв в осадконакоплении установлен в большинстве разрезов. В начале олигоцена море ненадолго вернулось в рассматриваемый реги­ он. Об этом свидетельствуют слои с морской фауной рупельского яруса [Салибаев, 1975] в нижней части красноцветной обломочной толщи олигоценового возраста, верхняя часть которой имеет континентальное происхождение. Граница палеогена и неогена проходит среди континентальных отложений и не может быть установ­ лена точно .

Фациальные зоны. В пределах Афгано-Таджикской впадины и ее горного об­ рамления можно выделить несколько зон, отличающихся мощностью морских от­ ложений и полнотой стратиграфического разреза. Внутренняя зона (С; рис. 9) за­ нимает большую часть Афгано-Таджикской депрессии. Мощность морского палео­ гена составляет здесь 500-1100 м, морские условия осадконакопления сменились континентальными, вероятно, в хаттском веке. Северную промежуточную зону (В;

см. рис. 9) характеризуют морские палеогеновые отложения, имеющие мощность в интервале 350-500 м .

В Северной периферийной зоне (А; см. рис. 9) мощность морского палеогена не превышает 350 м. Здесь установлен предолигоценовый стратиграфический пере­ рыв, который охватывает весь приабонский век (разрез 63; рис. 10) или его боль­ шую часть. Раннеолигоценовая морская трансгрессия охватила эту зону лишь час­ тично. Значительная часть зоны расположена в высокогорном Южном Тянь-Шане, где обнажений палеогеновых пород немного. Севернее находился Ферганский мор­ ской бассейн. На палеогеографических реконструкциях [Атлас..., 1967; Резвой, 1959; Синицын, 1962; Геккер и др, 1960; Леонов, 1961; Суворов, Самыгин, 1965; и др.] на территории Южного Тянь-Шаня обычно показана обширная область дену­ дации между Ферганским и Таджикским палеогеновыми морями и узкий пролив, соединявший эти бассейны в Восточном Алае. Между тем, во всех сохранившихся в Южном Тянь-Шане разрезах палеоцен и эоцен представлены морскими фациями .

Песчаники в палеоценовых и эоценовых разрезах северной части Таджикской де­ прессии имеют мономиктовый кварцевый состав зерен [Валиев, Пачаджанов, 1992], что свидетельствует об удаленной области сноса. Поэтому более вероятно, что устойчивые участки денудации существовали в рассматриваемой зоне лишь с приабонского века .

Рис. 9. Фациальные зоны палеогена в Афгано-Таджикской впадине (А-Е) Тонкими линиями ограничены площади с отложениями палеогена, южнее р. Амударьи породы па­ леогена объединены с нерасчлененными отложениями позднего мела-палеогена. 61-74 - местоположе­ ние стратиграфических колонок (см. рис. 10). Информация по скважинам (светлые кружки) [Минакова и др., 1975]. Остальные условные обозначения см. на рис. 3 Южная периферийная (Е; см. рис. 9) и промежуточная (D) зоны подобны одно­ именным северным зонам. В южной периферийной зоне мощность морского па­ леогена менее 350 м. Наиболее молодые слои с морской фауной имеют приабонский возраст [Давидзон и др, 1982]. В южной промежуточной зоне (с мощностью морского палеогена 350-500 м) нет хорошо документированных разрезов, но ее по­ ложение отмечено разрезами в соседних зонах .

Границы морского бассейна. Таджикское палеоцен-эоценовое море было от­ крытым в западном и северном направлениях. На восток морские отложения про­ должаются в Памиро-Алайский район и далее - в западную часть Таримской впа­ дины. В восточной части Алайского хребта (разрезы 82, 83; см. рис. 6; 11), в ПамирАлайском районе (разрезы 81, 84) и в предгорьях Западного Куньлуня (разрезы 85, Рис. 10. Палеоген Афгано-Таджикской впадины (положение разрезов см. на рис. 9) Разрезы: 61 - Гинзанболо, 62 - Курук, 63 - Курпай, 64 - Кызылтобаву, 65 - Аксу, 66 - Ганжина, 67 - Акджар, 68 - Устымтау [Давидзон и др., 1982]; 69 - КортауАмбар, 70 - Карабатур, 71 - Доаб [Браташ и др., 1970]; 72 - Шатутак, 73 - Джауздара, 74 - Хирманджоу [Давидзон и др., 1982]. Остальные условные обозначения см. на рис. 4 Рис. 11. Фациальные зоны (А, Е, Н, I) палеогена в Памир-Алайском районе и в западной части Тарим­ ской впадины 81-87 - местоположение стратиграфических колонок (см. рис. 6) и разрезы, упомянутые в тексте .

Остальные условные обозначения см. на рис. 3

86) формировались морские и лагунные осадки палеоценового и эоценового воз­ раста, подобные распространенным в периферийных зонах Таджикского бассейна .

Восточнее меридиана 71,5° нет отложений центральной части этого морского бас­ сейна, северная и южная периферийные зоны здесь сходятся и граничат друг с дру­ гом по Вахш-Заалайскому надвигу (см. рис. 11) .

В Таримской впадине, в юго-восточной части Яркендского района мощность морских отложений около 50 м, их верхняя граница находится в бартонском ярусе (разрез 86; см. рис. 6, 11). Далее на юго-восток, в районе города Хотан мощность морского(?) палеогена превышает 700 м [Yin, Nie, 1996], а затем происходит заме­ щение морских осадков континентальными [Синицын, 1957]. Во внутренней части Таримской впадины эоценовые отложения с морской фауной известны в горах Мазартаг (89; см. рис. 11) [Norin, 1935]. В центральной и восточной частях впадины по буровым и сейсмическим данным отложения палеоцена и эоцена отсутствуют [Wang et al., 1992]. На севере Тарима отложения с морской фауной палеогена рас­ пространены в Кучарском прогибе (разрез 87; см. рис. 6, 11). Палеогеновое море, вероятно, не проникало на восток далее меридиана 85° .

В предгорьях Центрального Тянь-Шаня в Кельпинском районе (разрез 88; см .

рис. 11) палеоген представлен континентальными косослоистыми красноцветными песчаниками [Синицын, 1957]. Континентальный палеоген развит и севернее - в го­ рах и долинах Центрального Тянь-Шаня .

Южная периферийная (Е) зона Таджикского морского бассейна прослежена лишь во внешней зоне Памира. На территории Северного Памира (Н; см. рис .

11) нет палеогеновых отложений, в Центральном Памире (I; см. рис. 11) распро­ странены континентальные грубообломочные терригенные и вулканокластические отложения с неопределимыми остатками флоры [Швольман, 1977]. В А ф ­ гано-Таджикской впадине фации центральной части палеогенового морского бассейна распространены на юг до Западного Гиндукуша и горных хребтов Среднего Афганистана. В Южном Афганистане формировались наземные вул­ каногенные и обломочные отложения формаций Шинданд, Тангай, Каджао и Тайвара [Геология..., 1980]. Следовательно, южная граница распространения морских отложений палеогена находится на территории высокогорного пояса Среднего Афганистана - Западного Гиндукуша - Северного Памира - Западно­ го Куньлуня или перекрыта позднекайнозойскими надвигами, развитыми у се­ верного края этого пояса .

Тектоническая интерпретация карт фациальных зон Границы между всеми фациальными зонами раннего мела (кроме цент­ ральной зоны (D)) утыкаются в Вахшский или Дарвазский разломы, сами зоны оборваны этими разломами и их продолжения скрыты или уничтожены. Фаци­ альные зоны позднего мела и палеогена находятся в таких же соотношениях с указанными разломами. Позднемеловая зона (Е), прислоненная к Вахшскому надвигу, вероятно, представляет собой фрагмент более обширной фациальной зоны, которая до деформации располагалась в осевой области Таджикского бассейна. Ось бассейна имела восток-юго-восточное простирание и такое же простирание фациальных зон северного борта бассейна. Поэтому отклонения позднемеловых зон (В), (С) и (F) к северу, имеющие место восточнее меридиа­ на 69°, вероятно, вторичны и являются следствием формирования Памир-ПенджабскоГо синтаксиса. Картина фациальных зон позднего мела свидетельству­ ет о перекрытии Памиром значительной части Таджикского бассейна, восточ­ ное окончание которого сохранилось в Таримской впадине. Палеогеновые ф а­ циальные зоны южного борта Таджикского бассейна находятся ныне во внеш­ ней зоне Памира, будучи деформированными (сжатыми и изогнутыми) и про­ двинутыми далеко на север в область фаций северной периферии бассейна. Ве­ личина перемещения может, быть оценена в 300-400 км .

Палеомагнитные данные Палеомагнитные работы были начаты в Таджикской депрессии в 60-е годы .

При исследовании нижнемеловых пород [Абдуллаев, Ржевский, 1971] некоторые образцы были подвергнуты низкотемпературной чистке. В результате изучения было обнаружено отклонение измеренных палеомагнитных направлений относи­ тельно референтного магнитного полюса и высказано предположение о том, что территория Таджикской депрессии повернута против часовой стрелки на угол не менее 10-20°. В последние годы получены надежные палеомагнитные данные по породам мела, палеогена и миоцена в Таджикской депрессии и во внешней зоне Па­ мира, а также на прилегающих территориях Южного Тянь-Шаня и Таримской плат­ формы (рис. 12, табл. 3, 4) .

Палеомагнитные направления чувствительны к различным факторам, влия­ ющим на величину наклонения и приводящим к ошибкам при вычислении па­ леошироты. Такие аномалии установлены в рассматриваемом районе [Баженов, 1981; Баженов, Буртман, 1990; Chauvin et al., 1996]. Максимально возможная ве­ личина перемещений геологических объектов в результате кайнозойских де­ формаций в рассматриваемом районе не выходит за пределы ошибки в опреде­ лении палеошироты. Иная ситуация с палеомагнитными склонениями, с помо­ щью которых можно определить угол поворота тектонического блока относи­ тельно палеомеридиана и другого блока. Раннемеловые и позднемеловые па­ леомагнитные склонения, определенные в Южном Тянь-Шане и на Таримской Р и с. 12. Т е к т о н и ч е с к и е е д и н и ц ы (I— ) и у ч а с т к и п а л е о м а г н и т н ы х и с с л е д о в а н и й (A -Z ; см. т а б л. 3, 4) IX 1-3 - главные разломы: 7 - надвиги, 2 - сдвиги, 3 - прочие. Циркульные стрелки показывают направление вращения тектонических единиц в позднем кайнозое угол поворота - в град. Рамкой обозначено положение рис. 14д VII, ? Т Г Т, КИе е?ИНИ^ ' - Бабатагасая; II - Р«нган-К ы зы м чекская; 111 - Даганакиик-Аруктауская; IV - Вахшская; V - Каратауская; V I- Сарсарьяк-Санглакская;

VII-1X - Куляб-Заалаиская (VII - Кулябская, VIII - Петровская, IX - Заалайская) Т аб л и ц а 3. П а л е о м а г н и т н ы е д а н н ы е, п о л у ч е н н ы е н а у ч а с тк а х, р а с п о л о ж е н н ы х н а ю ж н о й о к р а и н е Т я н ь -Ш а н я и в З а п а д н о м Т а р и м е (м е л о в о й п ер и о д )

–  –  –

РЕКОНСТРУКЦИЯ СООТНОШЕНИЙ ПАМИРА

И ТЯНЬ-ШАНЯ В НЕОГЕНЕ

Коллизия на северной границе Индийской плиты началась в палеоцене [Spenser, 1993] или эоцене [Molnar, Tapponier, 1975]. Она инициировала перемеще­ ние малых плит (Памирской, Тибетской, Таримской и др.) на южной окраине Евра­ зии. Волна деформаций, обусловленных коллизией, достигала северной границы Памирской малой плиты в позднем олигоцене, будучи причиной общего воздымания территории. Следствием такого процесса были регрессия Таджикского моря и возникновение контрастного рельефа, обусловившего накопление обломочных от­ ложений олигоцен-миоценового возраста .

Первые свидетельства интенсивного тектогенеза - угловые несогласия появля­ ются в среднем миоцене в восточной части Афгано-Таджикской впадины вблизи границы с Памиром. Здесь, в Дарвазском районе они описаны в подошве и кровле среднемиоценовой хингоуской свиты [Беккер и др., 1974а; Бельский, 1978; Бурачек, Чихаев, 1959; Щерба, 1993]. Угловое несогласие в основании свиты местами достигает 50° [Бельский, 1978]. Оно исчезает по направлению внутрь впадины, где формирование складок происходило в плиоцене и в четвертичное время. В разрезе хингоуской свиты залегают также олистостромы, образование которых связано с перемещением тектонических чешуй у границы с Памиром [Щерба, 1975] .

Меловые и кайнозойские отложения северной части Афгано-Таджикской впа­ дины, Памир-Алайского района и предгорий Западного Куньлуня смяты в складки .

Они образуют складчатую систему, которая в виде структурной дуги облекает с се­ вера Памирскую плиту (см. рис. 2). Такой структурный рисунок издавна объясняют сближением Памира и Тянь-Шаня [Argand, 1924; Мушкетов, 1923; Наливкин, 1926; и др.]. Величину этого сближения оценивали по-разному, исходя из представ­ лений о первичном или вторичном происхождении структурной дуги, предполагае­ мых амплитудах фронтальных надвигов и фланговых сдвигов [Губин, 1960; Давидзон, Ржевский, 1979; Захаров, 1964; Леглер, Пржиялговская, 1979; Леонов, Нико­ нов, 1988; Пейве и др., 1964; Скобелев, 1988; Трифонов, 1983; Peive et al., 1964]. Вто­ ричное происхождение структурной дуги было подтверждено палеомагнитными исследованиями, с помощью которых величина сближения Памира и Тянь-Шаня в позднем кайнозое была определена в интервале от 300 до 700 км [Баженов, Буртман, 1990; Bazhenov, Burtman, 1981, 1986] .

Складки и разломы, возникшие в меловых и кайнозойских отложениях во фронтальной части и на флангах Памирской плиты при сближении этой плиты с Тянь-Шанем, содержат информацию о величине этого сближения. Попытки полу­ чить эту информацию немногочисленны. Все они сводятся к северной части Афга­ но-Таджикской впадины - Таджикской депрессии. Реконструкция этой территории была недавно предложена в работе [Thomas et al., 1996а]. Она опирается на геолоI П Ш v ш ш <

–  –  –

Примечание. LQ - современная ширина тектонических единиц на срезе 0 м над уровнем моря; LR реконструированная ширина тектонических единиц в раннем миоцене (до позднекайнозойской складчатости); - поперечное сокращение тектонических единиц в процентах к их первоначальной (реконструированной) ширине .

гические профили [Геологическая..., 1984], которые основаны на старых данных и представлениях о строении впадины, господствовавших до того, как бурением бы­ ло доказано существование в ней пологих надвигов с большими амплитудами пере­ мещения. Реконструкция не соответствует также палеомагнитным данным о вели­ чине вращения блоков Таджикской депрессии. Более реалистичные геологические разрезы были использованы для палинспастической реконструкции северо-запад­ ной части депрессии [Кравченко и др., 1990], при расчете сокращения в результате складкообразования в северо-восточной части депрессии [Hamburger et al., 1992] и во всей депрессии [Bourgeous et al., 1997] .

Строение Таджикской депрессии хорошо изучено картировочными и гео­ физическими работами и бурением. Результаты этих исследований были учте­ ны Я.А. Беккером [1996] при составлении серии геологических разрезов через Таджикскую депрессию, которые послужили основой для предлагаемой ниже палинспастической реконструкции. На рис. 13 помещены скелетные геологи­ ческие разрезы. На них показана подошва палеогеновых отложений, служив­ шая маркирующим горизонтом при расчетах сокращения территории Таджик­ ской депрессии в результате образования складок и движений по разломам (табл. 5) .

Сравнения результатов, полученных для профилей (А)-Г), позволяют сделать следующие выводы. Степень сокращения территории убывает с севера на юг от 51% вдоль профиля (В) до 33% на профиле (А). При этом сокращение территории западной части депрессии (тектонических единиц 1-1П) в среднем в 2 раза больше, чем в восточной части депрессии (в единицах V-VII). Наибольшее сокращение ис­ пытал Вахшский рамп (единица IV) за счет перекрытия его соседними единицами .

При этом сокращение Вахшской единицы за счет внутренних деформаций относи­ тельно невелико. Сокращение вдоль профиля (Г) достигает наибольшей величины .

В этом районе на земную поверхность выходят лишь восточные тектонические единицы .

В работе [Hamburger et al., 1992] приведены расчеты сокращения территории вдоль профиля, расположенного в 25 км северо-восточнее профиля (Г). Определен­ ная величина сокращения (55%) вдоль этого профиля близка к подсчитанной мною (59%) для профиля (Г). Палинспастический профиль в работе [Кравченко и др., 1990] пересекает структурные единицы II, III и западную часть единицы I вблизи линии профиля (В). Сокращение территории вдоль опубликованного профиля [Кравченко и др., 1990] находится в согласии с результатами расчетов по профи­ лю (В) .

Складки в южном направлении выполаживаются, амплитуда разломов умень­ шается. Эти структуры не продолжаются за Альбруз-Мормульским сдвигом (см .

рис. 2), который служит южным ограничением складчатой системы Таджикской депрессии .

На рис. 14 представлена палинспастическая реконструкция территории Тад­ жикской депрессии, созданная на основе данных о сокращении поверхности вдоль профилей (А)-{Г) вследствие тектонических деформаций (см. табл. 5) .

Трудности в определении стадий формирования складок и движений по надви­ гам не позволяют точно датировать этой реконструкции. Вероятно, она отвеча­ ет миоцену. На этой реконструкции Кулябская тектоническая единица (I) оказа­ лась повернутой относительно современного положения на 55°, что соответст­ вует палеомагнитным данным о вращении этой единицы на 46±14° или 51±7° (см. табл. 4). Углы вращения других тектонических единиц также оказались в согласии с палеомагнитными данными. Величина сближения Памира и ТяньШаня (расстояние между пунктами х и х' на рис. 14, б) в соответствии с реконст­ рукцией —около 300 км (см. рис. 14) .

На реконструкции возникло зияние - обширная область между северо-восточ­ ной частью Вахшской тектонической единицы и Тянь-Шанем. На траверсе профи­ ля (Г) ширина этой “полыньи” более 100 км. Сокращение этой области не находит подтверждения в известных нам данных о структуре района. “Полынья” появляет­ ся между профилями (В) и (Г) - в районе, где с земной поверхности исчезают запад­ ные структурные единицы Таджикской депрессии. Возникновение “полыньи” мо­ жет быть следствием недостатка знаний о строении глубоких частей геологическо­ го разреза этого сложного района. Но более вероятно исчезновение части коры под Памиром .

Проблема “полыньи” связана с общей проблемой сокращения пространства в процессе сближения Памира и Тянь-Шаня. Складчатая система Таджикской де­ прессии ограничена снизу горизонтом солей мальма, которые залегают на глубине 8-12 км и, местами, достигают земной поверхности в виде соляных куполов. О том, как происходит сокращение подсолевого фундамент складчатой системы, можно лишь предполагать. Подошва земной коры в Таджикской депрессии по геофизичеТаблица 5.

Поперечное сокращение тектонических единиц в позднем кайнозое в северной части Афгано-Таджикской депрессии:

калькуляция вдоль геологических разрезов А-Г (см. рис. 13) I, % Единица LQ, km Профиль Сокращение, км LR, км Складки Разломы Суммарное

–  –  –

Примечание. LQ - современная ширина тектонических единиц на срезе 0 м над уровнем моря; LR реконструированная ширина тектонических единиц в раннем миоцене (до позднекайнозойской складчатости); - поперечное сокращение тектонических единиц в процентах к их первоначальной (реконструированной) ширине .

гические профили [Геологическая..., 1984], которые основаны на старых данных и представлениях о строении впадины, господствовавших до того, как бурением бы­ ло доказано существование в ней пологих надвигов с большими амплитудами пере­ мещения. Реконструкция не соответствует также палеомагнитным данным о вели­ чине вращения блоков Таджикской депрессии. Более реалистичные геологические разрезы были использованы для палинспастической реконструкции северо-запад­ ной части депрессии [Кравченко и др., 1990], при расчете сокращения в результате складкообразования в северо-восточной части депрессии [Hamburger et al., 1992] и во всей депрессии [Bourgeous et al., 1997] .

Строение Таджикской депрессии хорошо изучено картировочными и гео­ физическими работами и бурением. Результаты этих исследований были учте­ ны Я.А. Беккером [1996] при составлении серии геологических разрезов через Таджикскую депрессию, которые послужили основой для предлагаемой ниже палинспастической реконструкции. На рис. 13 помещены скелетные геологи­ ческие разрезы. На них показана подошва палеогеновых отложений, служив­ шая маркирующим горизонтом при расчетах сокращения территории Таджик­ ской депрессии в результате образования складок и движений по разломам (табл. 5) .

Сравнения результатов, полученных для профилей (А)-(Г), позволяют сделать следующие выводы. Степень сокращения территории убывает с севера на юг от 51% вдоль профиля (В) до 33% на профиле (А). При этом сокращение территории западной части депрессии (тектонических единиц I— в среднем в 2 раза больше, III) чем в восточной части депрессии (в единицах V-VII). Наибольшее сокращение ис­ пытал Вахшский рамп (единица IV) за счет перекрытия его соседними единицами .

При этом сокращение Вахшской единицы за счет внутренних деформаций относи­ тельно невелико. Сокращение вдоль профиля (Г) достигает наибольшей величины .

В этом районе на земную поверхность выходят лишь восточные тектонические единицы .

В работе [Hamburger et al., 1992] приведены расчеты сокращения территории вдоль профиля, расположенного в 25 км северо-восточнее профиля (Г). Определен­ ная величина сокращения (55%) вдоль этого профиля близка к подсчитанной мною (59%) для профиля (Г). Палинспастический профиль в работе [Кравченко и др., 1990] пересекает структурные единицы II, III и западную часть единицы I вблизи линии профиля (В). Сокращение территории вдоль опубликованного профиля [Кравченко и др., 1990] находится в согласии с результатами расчетов по профи­ лю (В) .

Складки в южном направлении выполаживаются, амплитуда разломов умень­ шается. Эти структуры не продолжаются за Альбруз-Мормульским сдвигом (см .

рис. 2), который служит южным ограничением складчатой системы Таджикской депрессии .

На рис. 14 представлена палинспастическая реконструкция территории Тад­ жикской депрессии, созданная на основе данных о сокращении поверхности вдоль профилей (А)-{Г) вследствие тектонических деформаций (см. табл. 5) .

Трудности в определении стадий формирования складок и движений по надви­ гам не позволяют точно датировать этой реконструкции. Вероятно, она отвеча­ ет миоцену. На этой реконструкции Кулябская тектоническая единица (I) оказа­ лась повернутой относительно современного положения на 55°, что соответст­ вует палеомагнитным данным о вращении этой единицы на 46±14° или 51±7° (см. табл. 4). Углы вращения других тектонических единиц также оказались в согласии с палеомагнитными данными. Величина сближения Памира и ТяньШаня (расстояние между пунктами х и х' на рис. 14, б) в соответствии с реконст­ рукцией - около 300 км (см. рис. 14) .

На реконструкции возникло зияние - обширная область между северо-восточ­ ной частью Вахшской тектонической единицы и Тянь-Шанем. На траверсе профи­ ля (Г) ширина этой “полыньи” более 100 км. Сокращение этой области не находит подтверждения в известных нам данных о структуре района. “Полынья” появляет­ ся между профилями (В) и (Г) - в районе, где с земной поверхности исчезают запад­ ные структурные единицы Таджикской депрессии. Возникновение “полыньи” мо­ жет быть следствием недостатка знаний о строении глубоких частей геологическо­ го разреза этого сложного района. Но более вероятно исчезновение части коры под Памиром .

Проблема “полыньи” связана с общей проблемой сокращения пространства в процессе сближения Памира и Тянь-Шаня. Складчатая система Таджикской де­ прессии ограничена снизу горизонтом солей мальма, которые залегают на глубине 8-12 км и, местами, достигают земной поверхности в виде соляных куполов. О том, как происходит сокращение подсолевого фундамент складчатой системы, можно лишь предполагать. Подошва земной коры в Таджикской депрессии по геофизичеРис. 14. Палинспасгическая реконструкция территории Таджикской депрессии а - современное положение тектонических единиц (I— в Таджикской депрессии; б - реконструк­ VII) ция положения этих тектонических единиц до позднекайнозойской складчатости, основанная на данных о сокращении земной поверхности вдоль профилей А-Г (см. рис. 13) 1 - территория современных тектонических единиц; 2 - поверхность, сокращенная вследствие об­ разования складок и перемещений по разломам (см. табл. 5); 3 - тектоническая “полынья” - площадь, сокращение которой не компенсировано наблюдаемыми структурными формами. Остальные условные обозначениям см. на рис. 12 ским данным [Беккер и др., 19746, 1983] находится на глубине 35— км. В интерва­ ле 20-30 км залегает волновод, разделяющий верхнюю и нижнюю кору. Наимень­ шая мощность земной коры на юге центральной части депрессии, откуда она воз­ растает в восточном и северо-восточном направлении. Различие в мощности коры между восточной и западной частями Таджикской депрессии в ее южной части не­ велико, а на севере депрессии это различие отсутствует [Беккер и др., 1983]. В це­ лом, изменение мощности коры не имеет корреляционной связи с величиной сокра­ щения поверхностных структурных единиц Таджикской депрессии .

В работах [Burtman, Molnar, 1993; Hamburger et al., 1992] приведены сейсмологи­ ческие данные, свидетельствующие о субдукции континентальной коры Тянь-Ша­ ня под Памир. Сейсмофокальная зона на севере Памира имеет наклон около 45° и прослежена до глубины 200 км [Burtman, Molnar, 1993]. Она погружается под Па­ мир, а ее фронт проектируется в Алайскую долину, разделяющую Памир и ТяньШань. Двойной пояс эпицентров землетрясений (среднеглубинных на юго-востоке и малоглубинных на севере и востоке) отмечает положение сейсмофокальной зо­ ны. Этот пояс имеет дугообразную форму. Он продолжается в восточном и юго-во­ сточном направлении в пределы Восточного Памира и Таджикской депрессии [Hamburger et al., 1992]. Здесь он расширяется, что соответствует выполаживанию сейсмофокальной зоны до 30-35°. Внешний пояс малоглубинных эпицентров изог­ нут конформно с фронтом Внешней зоны Памира в Таджикской депрессии, и фронт сейсмофокальной зоны проектируется на Вахшскую тектоническую едини­ цу (IV; см. рис. 12-14) .

Автор видит решение проблемы пространства в том, что сближение Памира и Тянь-Шаня сопровождается субдукцией континентальной коры Тянь-Шаня и запад­ ной части Таджикской депрессии под Памир вдоль зоны, падающей на юго-восток под углом 30-45°. Ассимиляция субдуцируемой литосферы происходит под Пами­ ром, о чем свидетельствуют почти двойная мощность его коры и аномальное стро­ ение верхней мантии. При этом, вероятно, поглощаются и нижняя кора и подсоле­ вой фундамент. На северо-востоке Таджикской депрессии вероятно вовлечение в процесс субдукции и надсолевого осадочного чехла. Доводом в пользу последнего вывода служит “полынья”, возникшая на палинспасгической реконструкции для миоцена (см. рис. 14) .

ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ПАЛИНСПАСТИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ

ДЛЯ МЕЛА И ПАЛЕОГЕНА

Приведенные в статье результаты анализа фаций мела и палеогена, палеомагнитных и структурно-геологических данных позволили составить на палинспастической основе палеогеографические карты для мела и палеогена на территорию Афгано-Таджикской впадины, западной части Таримской впадины и обрамляющих впадины районов Памира и Тянь-Шаня. Первым этапом работы было составление палинспастических реконструкций фациальных зон мела и палеогена (рис. 15-17), на основе которых были составлены палинспастические палеогеографические ре­ конструкции для восьми стратиграфических уровней (рис. 18) .

Палеоширота для позднего мела (см. рис. 16,18) вычислена по данным, получен­ ным в Таджикской депрессии. Аномальные значения палеомагнитных склонений в породах нижнего мела и палеогена на изученной территории [Баженов, 1981; Баже­ нов, Буртман, 1990; Bazhenov et al., 1994; Chauvin et al., 1996; Thomas et al., 1994] заста­ вили предпочесть вычисление раннемеловых и палеогеновых широт (см. рис. 15, 17,

18) относительно палеомагнитного полюса из работы [Besse, Courtillot, 1991] .

Карты, составленные для восьми стратиграфических уровней (см. рис. 18), не могут отразить все нюансы изменений палеогеографии при трансгрессиях и регрес­ сиях Таджикского моря в мелу и палеогене, но основные этапы развития прослеже­ ны. При этом палинспастическая основа карт позволяет определять ширину зон, размеры моря, скорость трансгрессии или регрессии .

В готтериве Таджикское море представляло собой залив в восточной части об­ ширного Туранского бассейна. После раннебарремской регрессии в позднем барреме началась трансгрессия моря. Ширина морского бассейна в раннем апте достига­ ла 400 км. В альбе море заняло территорию Юго-Западного Гиссара, Гиссарского и Зеравшанского хребтов и Афгано-Таджикской впадины, часть территории, ис­ чезнувшей позднее под Памиром, и ненадолго проникло в районы Центрального и, S3" 33е 72 е 7S• 78е

–  –  –

66е 69° 72' 78е 78° 61е 64' Рис. 18. Палеогеографические палинспастические реконструкции для мела и палеогена 1-5 - континентальные условия: 1 - области денудации, 2 - конгломераты предгорий, 3,4 - аллю­ виальные равнины (на которых накапливались: 3 - песчаники и алевролиты, 4 - глины, песчаники и алевролиты), 5 - озерные глины; 6-17 - морские неритовые условия, в которых накапливались: 6 - пе­ счаники и алевролиты, 7 - глины, песчаники и алевролиты, 8 - глины, 9 - известняки, глины, песчани­ ки и алевролиты, 10 - известняки, песчаники и алевролиты, 11 - известняки и глины, 12 - известняки и мергели, 13 - известняки, 14-17 - соленосные отложения (14 - гипсы, песчаники и алевролиты, 15 - гип­ сы, глины, песчаники и алевролиты, 16 - гипсы, глины и известняки, 1 7 - гипсы, известняки и мергели);

18 - палеошироты; 19 - контур рис. \4д .

возможно, Северного Памира. В позднем мелу морские условия распространились далее на восток. Восточный берег Таджикского моря располагался в это время в 600 км восточнее аптской береговой линии .

Морские условия получили наибольшее распространение в эоцене. В это время Таджикское море представляло собой залив, который вдавался в сушу на 1000 км и имел ширину более 600 км. В приабонский век море покинуло рассматриваемый ре­ гион, но в олигоцене ненадолго вернулось на его западную территорию .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В статье были подвергнуты анализу: 1) фации меловых и палеогеновых от­ ложений Южного Тянь-Шаня, Афгано-Таджикской и Таримской впадин, П а­ мир-Алайского района и Памира; 2) палеомагнитные данные по породам мела, палеогена и миоцена этого региона; 3) данные о современном строении Таджик­ ской депрессии. Перечисленные феномены независимы друг от друга. Каждый из них позволяет определить величину сближения Памира и Тянь-Шаня в новей­ шую эпоху. Два определения (фациальные карты и палеомагнитные данные) показали, что сближение произошло на 300 км или более, а данные о строении Таджикской депрессии ограничили магнитуду величиной 300 км. Это сближение сопровождается субдукцией континентальной коры Тянь-Шаня и Таджикской депрессии под Памир и является следствием коллизии Индостанской и Евроази­ атской плит .

Полученные результаты позволили составить палинспастические реконструк­ ции фациальных зон и представить палеогеографические реконструкции для мела и палеогена на палинспастической основе .

Работа выполнена при финансовой поддержке Международной программы “Pery-Tethis” .

ЛИТЕРАТУРА

Абдуллаев Х.Ф., Ржевский Ю.С. Палеомагнетизм нижнемеловых отложений Таджикской депрессии и вопросы стратиграфии и тектоники. Ташкент: Фан, 1971. 106 с .

Акрамходжаев А.М., Эгамбердыев М.Э., Миркамалов Х.Х., Нартоджиев М.Н. Особенности литологи­ ческого состава, стратиграфии и перспективы нефтегазоносности мезозойских и палеогеновых от­ ложений Южного и Юго-Западного Узбекистана. Ташкент: Фан, 1971. 200 с .

Алиев М.М., Андреев Ю.Н., Нехрикова Н.И., Фроленкова А Я., Юртаев Ю.С. Меловые отложения вос­ тока Средней Азии. М.: Наука, 1979. 94 с .

Андреев Ю.Н., Дж алилов М.Р., Мамонтов А.Н., Корчагин В.Н. Меловые отложения южной части Юго-Западного Таджикистана по данным глубокого бурения // Литология и стратиграфия неф­ тегазоносных толщ Таджикской депрессии / Ред. К.В. Бобков. Душанбе: Дониш, 1972 .

С. 121-134 .

Атлас литолого-палеогеографических карт СССР/Ред. В. А. Гроссгейм, В.Е. Хайн. Т. 4. М.: ГУ ГК, 1967 .

55 с .

Баженов М Л. Исследование занижения наклонения естественной остаточной намагниченности в палео­ геновых песчаниках Южного Дарваза // Докл. АН СССР. 1981. Т. 260, № 6. С 1136-1139 .

Баженов М Л., Буртман В.С. Структурные дуги Альпийского пояса: Карпаты-Кавказ-Памир. М.: На­ ука, 1990. 168 с .

Баженов М Л., Буртман В.С., Кобболд П.Р., Перру Э., Садыбакасов И., Тома Ж.-Щ., Шован А. Палео­ магнетизм третичных отложений и альпийская кинематика Тянь-Шаня // Геотектоника. 1993. № 6 .

С 50-62 .

Беккер Я.А. Тектоника Афгано-Таджикской впадины // Там же. 1996. № 1. С 76-82 .

Беккер Я Л., Бельский В Л., Воскресенский А Л. Угловые несогласия в неогеновых отложениях Цент­ рального Придарвазья // Докл. АН ТаджССР. 1974а. Т. 17, № 5. С. 48-51 .

Беккер Я Л., Коновалов Ю.Ф., Кошлаков Г.В., Мучаидзе Д.Р. Новые данные о строении земной коры Таджикистана //Тектоника Тянь-Шаня и Памира / Ред. И.Е. Губин, С.А. Захаров. М.: Наука, 1983 .

С 118-123 .

Беккер Я Л., Коитаков Г.В., Кузнецов Е.С. Глубинное строение юго-западного Таджикистана по геоло­ го-геофизическим данным // Поиски предвестников землетрясений на прогностических полигонах .

М.: Наука, 19746. С. 16-24 .

Бельский В.А. Новейшая тектоника зоны сочленения Северного Памира и Таджикской депрессии. Ду­ шанбе: Дониш, 1978. 255 с .

Беляевский Н А. Мезозойские отложения южных склонов Восточного Тянь-Шаня / / Докл. АН СССР .

1948. Т. 61, № 1.С. 99-102 .

Браташ В.И., Егупов С.В., Печников В.В., Шеломейцев А.И. Геология и нефтегазоносность севера Аф­ ганистана. М.: Недра, 1970. 288 с .

Бурмакин А.В., Старшинин Д.А. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-X1. М.:

Недра, 1967. 100 с .

Буртман В.С. Проблема формирования Памир-Пенджабского синтаксиса // Геотектоника. 1982. № 5 .

С. 56-63 .

Валиев Ю.Я., Пачаджанов Д.Н. Минералого-петрографические особенности песчаных пород палеоге­ новых отложений северной части Таджикской депрессии // Изв. АН Респ. Таджикистан. Отд. наук о Земле. 1992. № 2. С. 22-30 .

Власов Н.Г., Пыжьянов И.П., Лозиев В.П. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42XVII. М.: Недра, 1964. 92 с .

Вялое О.С. Стратиграфия палеогена Таджикской депрессии //Т р. Нефт. геол.-развед. ин-та. Сер. А. Л.,

1940. Вып. 129. С. 3-35 .

Вялое О.С., Недельку И., Ница П. Некоторые данные о палеогене'Северного Афганистана // Геол. сб .

Львов, ун-та. 1966. № 10. С. J42-158 .

Геккер Р.Ф., Осипова А.И., Бельская Т.Н. Ферганский залив палеогенового моря, его история, осадки, фауна, флора, условия их обитания и развития // Региональная палеография / Ред. А.В. Хабаков .

М.: Гостоптехиздат, 1960. С. 147-163 .

Геологическая карта Таджикской ССР и прилегающих территорий масштаба 1:500 000 / Ред. Н.Г. Вла­ сов, Ю.А. Дьяков. Л.: ВСЕГЕИ, 1984 .

Геология и полезные ископаемые Афганистана. Кн. 1. М.: Недра, 1980. 536 с .

Губин И.Е. Геологическая граница между Памиром и Алаем. М.: Геолком, 1940. 48 с .

Губин И.Е. Закономерности сейсмических проявлений на территории Таджикистана. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 464 с .

Давидзон Р.М., Крейденков Г.П., Салибаев Г.Х. Стратиграфия палеогеновых отложений Таджикской депрессии и сопредельных территорий. Душанбе: Дониш, 1982. 152 с .

Давидзон Р.М., Ржевский Ю.С. Реконструкция бассейна седиметации в палеогеновую эпоху на террито­ рии Афгано-Таджикской впадины //Докл. АН ТаджССР. 1979. Т. 20. С. 683-686 .

Джалилов М.Р. Стратиграфия верхнемеловых отложений Юго-Западного Дарваза // Тр. Ин-та геологии АН ТаджССР. 1963. Т. 7. С. 50-117 .

Джалилов М.Р. Стратиграфия верхнемеловых отложений Таджикской депрессии. Душанбе: Дониш,

1971. 210с .

Джалилов М.Р., Андреев Ю.Н., Хакимов Ф.Х., Голътман Э.В. Меловые отложения Центрального Тад­ жикистана. Душанбе: Дониш, 1971. 93 с .

Захаров С.А. Кардинальный вопрос тектогенеза в связи с направлением поисков нефти и газа в Таджик­ ской депрессии и основами сейсмотектонического районирования Южного Таджикистана // Проб­ лемы геологии Таджикистана / Ред. Р.Б. Баратов. Душанбе: АН ТаджССР, 1964. С. 33-78 .

Казьмин В.Г., Фараджев В.А. Тектоническое развитие Яркендского сектора Куньлуня // Сов. геология .

1961. № 8. С. 45-57 .

Кариев А. Раннемеловое осадконакопление и история геологического развития горного обрамления Таджикской депрессии / Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. № 1. С. 115-125 .

Кафарский А.Х., Пыжьянов И.В. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-XII. М.:

Недра, 1970. 114 с .

Козлов В.В., Артемов А.В. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-II. М.: Недра,

1966. 66 с .

Кравченко К.Н., БархударянАЛ., Кондур В.П., Коробка В.С. Перспективы нефтегазоносности поднадвиговых зон Таджикской депрессии // Тектоника и нефтегазоносность поднадвиговых зон / Ред .

В.Е. Хайн и др. М.: Наука, 1990. С. 115-123 .

Крейденков Г.П., Распопин В.А. Палеоген Южной Киргизии // Геология СССР. М.: Недра, 1972. Т. 25:

Киргизская ССР, кн. 1. С. 237-250 .

Леглер В.А., Пржиялговская И.А. Взаимоотношение Индийской и Азиатской литосферных плит и тек­ тоника Таджикской депрессии // Строение литосферных плит. М.: Ин-т океанологии АН СССР,

1979. С. 125-188 .

Леонов Н.Н. Тектоника и сейсмичность Памиро-Алайской зоны. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 164 с .

Леонов Ю.Г., Никонов А.А. Проблема неотектонического развития Памиро-Тяньшаньского горного со­ оружения // Геотектоника. 1988. № 6. С. 108-119 .

Мартинсон Г.Г. Биосгратиграфия и фауна меловых континентальных отложений Таджикской депрес­ сии, Кызылкумов и Приташкентских Нулей // Меловые континентальные отложения Ферганы.

Л.:

Наука, 1969. С. 18-51 .

Марушкин И.А.,Ляшкевич З.М. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-VI. М.: Нед­ ра, 1969. 116 с .

Минакова Н.Е., Сотириади К.А., Эгамбергдиев М., Насреттдинов 3.3., Хикматуллаев Б.С., Талипов О. Литология, стратиграфия, геохимия и нефтегазоносность палеогеновых отложений Сурхандарьинской впадины. Ташкент: Фан, 1975. 153 с .

Муфтиев 3.3 .

, Шадчинев А.С. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-X. М.: Недра, 1967. 106 с .

Мушкетов Д.И. О связи Тянь-Шаня с Памиро-Алаем. Пг.: Геолком, 1919. 34 с. (Материалы по общ. и прикл. геологии; Вып. 10) .

Мушкетов Д.И. Основные вопросы тектоники Туркестана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1923. Т. 2, вып. 3 .

С. 181-212 .

Надыршин Р.И. Объяснительная записка к геологической карте листа J-41-XVIII. М.: Недра, 1978. 70 с .

Наливкин Д.В. Очерк геологии Туркестана. М.; Ташкент: Туркпечать, 1926. 184 с .

Пейве А.В., Буртман В.С., Руженцев С.В., Суворов А.И. Тектоника Памиро-Гималайского сектора Азии // Гималайский и альпийский орогенез. М.: Недра, 1964. С. 156-172 .

Пояркова З.Н. О меловых отложениях средней части бассейна р. Зеравшан // Геол. сб. 1959. № 4 .

С. 325-388. (Тр. ВНИГРИ; Вып. 131) .

Пояркова З.Н. Палеогеография Южной Киргизии в меловом периоде // Материалы по палеогеографии и тектонике Тянь-Шаня / Ред. В.Г. Королев. Фрунзе: Илим, 1966. С. 63-110 .

Пояркова З.Н. Стратиграфия меловых отложений Южной Киргизии. Фрунзе: Илим, 1969. 207 с .

Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана / Ред. Р.В. Баратов. Ду­ шанбе: Дониш, 1976. 270 с .

Резвой Д.П. Тектоника восточной части Туркесгано-Алайской горной системы. Львов.: Изд. Львов, ун-та, 1959. 370 с .

Рыскина Х.В. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-VII. М.: Недра, 1981. 124 с .

РухинЛ.Б., Рухина Е.В. Меловые отложения Ферганской котловины. Л.: Изд-во ЛГУ, 1961. 164 с .

Салибаев Г.Х. Стратиграфия и моллюски нижней части массагетской серии Таджикской депрессии. Ду­ шанбе: Дониш, 1975. 140 с .

Симаков С.Н. К стратиграфии палеогена Ферганы и Таджикской депрессии // Докл. АН СССР. 1952а .

Т. 32, № 1. С. 147-150 .

Симаков С.Н. Меловые отложения Бухаро-Таджикской области. М., 19526. 308 с. (Тр. ВНИГРИ. Спец, сер.; Вып. 2) .

Симаков С.Н. Вопросы стратиграфии палеогена Ферганы и Таджикской депрессии // Палеонтол. сб .

1953. № 1. С. 201-218. (Тр. ВНИГРИ. Н.С.; Вып. 66) .

Симаков С.Н. Меловые отложения Юго-Западного Таджикистана // Геология СССР. М.: Госгеолтехиздат, 1959. Т. 14: Таджикская ССР, ч. 1. С. 241-269 .

Синицын В.М. Северо-западная часть Таримского бассейна. М.: Изд-во АН СССР, 1957. 252 с .

Синицын В.М. Палеогеография Азии. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1962. 268 с .

Скобелев С.В. Новейшая структура зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня // Неотектоника и современ­ ная геодинамика подвижных поясов / Ред. П.Н. Кропоткин. М.: Наука, 1988. С. 191-215 .

Солун В.И.. Чепов Ю.П. Сопоставление палеогеновых отложений Бадхыза, Гаурдакского района, юж­ ной части Таджикской депрессии и северных предгорий Гиндукуша // Общие проблемы стратигра­ фии и биосгратиграфии палеогена Тургая и Средней Азии. Л.: ВСЕГЕИ, 1964. С. 272-294 .

Сочава А.В. Литология, стратиграфия и условия образования красноцветной формации мела Ферганы // Меловые континентальные отложения Ферганы. Л.: Наука, 1965. С. 5-100 .

Старшинин Д.А. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-IV. М.: Недра, 1972 .

138 с .

Суворов А.И. Закономерности строения и формирования глубинных разломов. М.: Наука, 1968. 316 с .

Суворов А.И., Самыгин С.Г. О тектоническом сближении фаций по крупным надвигам // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1965. № 5. С. 46-64 .

Ташлиев М.Ш., Товбина С.З. Палеогеография запада Средней Азии в меловой период. СПб.: Недра, 1992. 324 с .

Трифонов В.Ш. Позднечетвертичный тектогенез. М.: Наука, 1983. 224 с .

Филонов А.И., Король А.Н. Объяснительная записка к геологической карте листа J-42-XVI. М.: Недра,

1966. 92 с .

Херасков Н.П. Тектонический очерк юго-западного окончания Гиссарского хребта и некоторых приле­ гающих к нему районов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1932. Т. 10, вып. 3/4. С. 428-460 .

Швольман В.А. Тектоническое развитие Памира в меловом и палеогеновом периодах. М.: Наука, 1977 .

160 с .

Щерба И.Г. Олистостромы в неогене Дарвазского хребта // Геотектоника. 1975. J ®5. С. 97-108 .

M Щерба И.Г. Этапы и фазы кайнозойского развития Альпийской области. М.: Наука, 1993. 232 с .

Эгамбердыев М.Э. Нефтеносные фации мезозоя и палеогена, Южный и Западный Узбекистан. Таш­ кент: Фан, 1981. 160 с .

Юртенев Ю.С., Камалов Я. Типы верхнемеловых разрезов Таджикской депрессии //Литология, геохи­ мия и палеогеография нефтегазонос. осадоч. формаций Узбекистана. 1972. № 5. С. 356-361 .

Argand Е/ La tectonique de l’Asie // Proc. XIII Intern. Geol. Congr. Brussels, 1924. Vol. 1, pt 5. P. 170-372 .

Bazhenov M.L. Cretaceous paleomagnetism of the Fergana Basin and adjacent reanges. Central Asia: Tectonic implications // Tectonophysics. 1993. Vol. 221. P. 251-267 .

Bazhenov M.L., Burtman VS. Formation of the Pamir-Punjab syntaxis: Implications from paleomagnetic investiga­ tions of Lower Cretaceous and Paleogene rocks of the Pamirs // Contemporary geoscientic researches in Himalaya. 1981. Vol. 1. P. 71-82 .

Bazhenov M l,., Burtm an V S. Tectonics and paleomagnetism of structural arcs of the Pamir-Punjab syntaxis I I J. Geodynamics. 1986. Vol. 5. P. 383-3% .

Bazhenov M l., P erroud H „ C hauvin A., Burtm an V.S., Tomas J.-C. Paleomagnetism of Cretaceous red beds from Tadzikistan and Cenozoic deformations related to the India-Eurasia collision // Earth and Planet Sci. Lett

1994. Vol. 124. P. 1-18 .

Besse J., C o u rtillo t V. Revised and synthetic apparent polar wander paths of the African, Eurasian, North American and Indian Plates and true polar path wander since 200 Ma // J. Geophys. Res., 1991. Vol. %. P. 4029-4050 .

Bourgeois O., C obbold P.R., Rouby D., Thomas J.C., Shein V. Least squares restoration of Tertiary thrust sheets in map view, Tadjik depression, Central Asia // Ibid. 1997. Vol. 102, N В 12. P. 27553-27574 .

B urtm an V.S., M o ln a r P. Geological and geophysical evidence for deep subduction of continental crust beneath the Pamir. Boulder (Colo.), 1993. 76 p. (Geol. Soc. Amer. Spec. Pap.; N 281) .

C hauvin A., Bazhenov M l., P erroud H. Anomalous low paleomagnetic inclinations from Oligocene-Lower Miocene red beds of the South-West Tien Shan, Central Asia // Geophys. J. Intern. 1996. Vol. 126 .

P. 303-313 .

Chen Y., Cogne J.-P., C o u rtillo t V. New Cretaceous paleomagnetic poles from the Tarim Basin, Northwestern China// Earth and Planet Sci. Lett 1992. Vol. 114. P. 17-38 .

H am buger M.W., Sarewitz D.R., P avlis T l., Popandopulo G A. Structural and seismic evidence for intracontinen­ tal subduction in the Peter the First Range, Central Asia // Bull. Geol. Soc. Amer. 1992. Vol. 104. P. 397-408 .

M o ln a r P., Tapponier P. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision // Science. 1975. Vol. 169 .

P. 419-426 .

N o rin E. Tertiary of the Tarim Basin // Bull. Geol. Soc. China. 1935. Vol. 14, N 3. P. 337-347 .

Peive A.V., B urtm an V S., Ruzhentsev S.V., Suvorov A J. Tectonics of the Pamir-Himalaayan sector of Asia // XXII Intern. Geol. Congr. Rep. New Delhi. 1964. Pt 11. P. 441-464 .

Pozzi J.-P., Feinberg H. Paleomagnetism in the Tajikistan: Continental shortening of European margin in the Pamirs during Indian Eurasian collision // Earth and Planet Sci. Lett 1991. Vol. 103. P. 365-378 .

Spenser D A. What was the timing of the Himalayan continent-continent collision (45,50,60 or 65 МА)? Constrains from eclogites // Geol. Soc. Amer. annual meeting abstracts. Boston, 1993. P.121 .

Suess E. The face of the Earth. Vol. 3. Oxford: Clarendon press, 1908.400 p .

Tomas J.-C., C hauvin A., Gapias D., Bazhenov M l, Perroud H., C obbold P.R., B urtm an V.S. Paleomagnetic evi­ dence for Cenozoic block rotations in the Tadjik depression. Central Asia // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B 8. P. 15141-15160 .

Thomas J.-C., C obb old Р Я., W right A., Gapias D. Cenozoic tectonics of the Tadzhic depression, Central Asia // The tectonics evolution of Asia. Cambridge: Univ. press, 1996a. P. 191-207 .

Thomas J.-C., G apias D., C obbold P.R., M eyer V., Burtm an V S. Tertiary kinematics of the Tadjik depression (Central Asia): Inference fron fault and fold patterns // Geodynamic evolution of sedimentary basins.

P.:

Technip. 19%b. P. 171-180 .

Thomas J.-C., G apias D., C obbold Р Я., Bazhenov M l., Burtm an V.S., C hauvin A., Sadybakasov E. A paleomag­ netic study of the Tertiary formation form the Kirghiz Tien-Shan and its tectonic implications // J. Geophys .

Res. 1993. Vol. 98, N B6. P. 9571-9589 .

Wang O M., N is h id a i T., C ow ard M.P. The Tarim Basin, NW China: Formation and aspects of petroleum geolo­ gy // J. Petrol. Geol. 1992. Vol. 15. N 1. P. 5-34 .

Yin A n., Nie S. A Phanerozoic palinspastic reconstruction of China and its neighboring regions // The tectonic evo­ lution of Asia. Cambridge (Mass.): Univ. press, 19%. P. 442-485 .

НОВЕЙШАЯ СТРУКТУРА ПЛАТФОРМ

ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ КАК РЕЗУЛЬТАТ КОЛЛИЗИИ

В ПЕРИАРАВИЙСКОМ СЕГМЕНТЕ АЛЬПИЙСКОГО ПОЯСА

М.Л. Копп Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

В привычном представлении платформенная тектоника - это мир флексур, субвертикальных сбросов, брахискладок и куполов. Такое ее понимание совершен­ но объективно, и автор никоим образом не собирается его разрушать. Но тем не менее он попытается показать, что все это царство вертикальной тектоники - не более чем верхушка айсберга, который подстилается принципиально иным дефор­ мационным этажем, где господствуют уже горизонтальные, а не вертикальные пе­ ремещения .

Точка зрения о единстве позднеальпийской деформации всей Евразии восходит к трудам Э. Аргана [1935], где орогенная структура континента трактуется как си­ стема глубинных складок, амплитуда которых убывает с юга на север по мере ос­ лабления давления. Однако фактическую основу эти предположения стали приоб­ ретать только после серии работ А.В. Пейве и его коллег по глубинным разломам Центральной Азии [Буртман и др., 1963 а, б; Пейве, 1961; Суворов, 1968; и др.], где показано, что сдвиги Альпийско-Гималайского пояса продолжаются далеко на се­ вер от него в пределы Туранской плиты и Казахского мелкосопочника. Используя в существенной мере именно эти данные, П. Молнар и П. Таппонье сравнили кон­ фигурацию сети новейших сдвигов Азии с теоретическим рисунком траекторий ма­ ксимальных касательных напряжений при вдавливании штампа (Индийский фраг­ мент Гондваны) в пластичный материал (Евразийская плита) [Tapponnier, Molnar, 1976]. Таким образом, представление о непрерывности, или квазипластичности, альпийской деформации всего континента (как альтернатива жесткости его глав­ ной северной части) получило физическое выражение. О преимущественно пласти­ ческом характере деформации Евразии свидетельствует и анализ геокинематических структурных рисунков [Копп, 1991а, 1997], установивший существенную роль в этом процессе явлений выжимания, течения и изгиба коровых масс в горизон­ тальной плоскости. Было отмечено, что зоны наиболее крупных внутриштатных поднятий находятся на простирании наиболее выдвинувшихся к северу блоков Аль­ пийско-Гималайского пояса (рис. 1). Ю.Г. Леонов [1991] подчеркнул факт горизон­ тальной расслоенности литосферы платформ, свидетельствующей об интенсивных горизонтальных перемещениях на глубине, а в другой работе [Леонов, 1995], по ма­ териалам анализа данных о характере современных и новейших полей напряжений Европейского континента, показал, что платформенная область к северу от Аль­ пийского пояса находится в обстановке субмеридионального сжатия, на приближе­ нии к Балтийскому щиту принимающего северо-западное простирание .

Таким образом, влияние альпийской коллизии на структуру соседних плат­ форм представляется несомненным. Однако масштабы и характер такого влияния требуют серьезного анализа. Если, например, для таких новейших эпиплатформенных орогенов, как Центральный Кавказ, Тянь-Шань или Алтай, почти всеми при­ знается коллизионное происхождение, то можно ли считать таковыми пологие неотектонические поднятия - типа Мангышлака, Донбасса, Приволжской возвышен­ ности, Центрального Казахстана и др., учитывая их небольшую амплитуду и значи­ тельную удаленность (а часто и изолированность) от Альпийского пояса, а также не всегда совпадающее с последним простирание? На плейттектонических реконст­ рукциях [Зоненшайн и др., 1987; Зоненшайн и др., 1990; Atlas Tethys, 1993; и др.] Рис. 1. Отражение коллизионных деформаций Альпийско-Гималайского пояса в особенно­ стях новейшей структуры платформ Евразии [Копп, 1997] / - взбросы, надвиги и покровы (вершины треугольников - по падению сместителей); 2 - сдвиги; 3

- сбросы (бергштрихи - по падению сместителей); 4 - оси складок и мегаскладок; 5,6 - области плат­ форм, вовлеченные: 5 - в пологое поднятие, 6 - в пологое опускание; 7,8 - оси пологих новейших: 7 поднятий, 8 - опусканий; 9 - оси спрединга; 10 - зоны субдукцни; 11 - направления перемещения гондванских микроконтинентов-инденторов (по отношению к Евразии); 12 - направление северного (по от­ ношению к Евразии) перемещения главных блоков, выжатых инденторами; 13 - направление южного (по отношению к Альпийско-Гималайскому поясу) компенсационного перемещения блоков; 14 - напра­ вление предполагаемого перемещения Восточно-Европейской субплиты относительно Атлантической оси спрединга, 15 - направление предполагаемого перемещения Западносибирско-Туранской субплиты относительно Арктической оси спрединга южная граница Евразийской плиты проводится по линии Альпы-Карпаты-Крым-Болыпой Кавказ-Копетдаг-Тянь-Шань, и вся находящаяся севернее ее часть считается жесткой .

Первые высказывания о том, что коллизионные деформации на рубеже мела-палеогена выхлестнулись далеко к северу от вышеозначенной линии, были сде­ ланы после того, как накопились факты о позднемел-палеоценовой деформации чехлов палеозойских авлакогенов в пределах Восточно-Европейской плиты, герцинид Западной и Центральной Европы и Северного моря [Милановский, 1983;

Ziegler, 1987]. (Е.Е. Милановский считает, что коллизионные деформации Восточ­ но-Европейской платформы продолжались с конца мела до новейшего этапа вклю­ чительно). Эта точка зрения явилась ориентиром для многих исследователей внутриплитной тектоники, однако ларамийский возраст главного воздействия коллизи­ онных деформаций на платформенную структуру вызывает серьезные сомнения .

Хотя начальная коллизия Апулии с Евразией действительно относится к середи­ не-концу мела, вплоть до конца эоцена в Альпах сохранялись широкие бассейны с утоненной корой (Валезский и Бриансонский) [Зоненшайн и др., 1987; Atlas Tethys, 1993; Ricou, Siddans, 1986], которые защищали платформенную область Западной Европы от прямого давления индентора. Они окончательно захлопнулись только на рубеже эоцена-олигоцена, что совпадает со временем возникновения Рейнского грабена и расчленением рельефа Западной и Центральной Европы [Bergerat, 1983;

lilies, 1975]. Аналогичная ситуация была и в Кавказско-Анатолийском регионе:

офиолитовые коллизионные швы возникли там на границе мела и палеогена, одна­ ко на севере вплоть до начала-середины миоцена сохранялось Большекавказское окраинное море, которое в ларамийскую фазу лишь дополнительно углубилось без каких-либо признаков сжатия, а постепенно зарастать (по краям) начало только в эоцене-олигоцене [Копп, Щерба, 1998; Леонов, 1975] .

Учитывая все это, можно высказать предположение, что ларамийская активи­ зация древних авлакогенов была вызвана не столкновением гондванских блоков с Евразией, а скорее вспарыванием океанского рифта в Северной Атлантике и Арк­ тике и начавшимся отодвиганием Евразийской плиты к юго-востоку [Копп, 1996, 1999а], которое в условиях начинающегося сжатия и недостатка пространства на юге - в Альпийском поясе - могло вызвать коробление чехла платформ. Однако, если даже считать эти деформации коллизионными, все равно непонятно, к чему тогда следует относить образование таких заметных новейших структур, как, на­ пример, Рейнский грабен эоцен-олигоценового возраста или Жигулевские и Сара­ товские дислокации (постэоценовое, а скорее всего постсреднемиоценовое склад­ кообразование). Добавим, что в пределах Поволжья и Прикаспия никаких действи­ тельных признаков ларамийского сжатия пока не зафиксировано .

Предмет настоящей статьи составляют именно эти - позднекайнозойские (неоген-четвертичные) - внутриплитные деформации, ответственные за формирование современного рельефа платформ Юго-Восточной Европы и происходившие син­ хронно со структурообразованием на Кавказе. В начале работы рассматривается орогенная геокинематика Периаравийской коллизионной области, а затем анали­ зируется происхождение внутриплитных структур Поволжья и Прикаспия по мате­ риалам собственных наблюдений автора и результатам обобщения литературных материалов .

ОРОГЕННАЯ ГЕОКИНЕМАТИКА ПЕРИАРАВИЙСКОЙ КОЛЛИЗИОННОЙ ОБЛАСТИ

Подробный анализ орогенных горизонтальных перемещений Периаравийского, или Кавказско-Иранского, сегмента Альпийско-Гималайского пояса содержит­ ся в работах [Копп, 1991а, 1997]. Здесь кратко приведены только самые главные особенности, необходимые для понимания природы новейшей структуры его север­ ного платформенного обрамления (рис. 2) .

Общая деформационная зональность

По отношению к внедряющейся по горизонтали плите (в данном случае - Ара­ вийская плита) здесь, как и в других сегментах Альпийско-Гималайского пояса [Копп, 1997], могут быть выделены две основные кинематические области: область внедрения плиты-индентора, где происходит нагнетание и скучивание материала (внутренняя), и область разгрузки - латерального выжимания и вторичной аккуму­ ляции материала (внешняя) .

Внутренняя область индентации. Данная область включает фланговые сдвиго­ вые зоны (Левантинско-Чорохскую левостороннюю и Аден-Мангышлакскую правостороннюю), с синтетическим типом вращения крыльев, и соединяющую их фронтальную область скучивания, которая представлена мегантиклинориями Тав­ ра и Загроса вместе с прилегающими участками Кавказа и Ирана .

Ф л а н г о в ы е с д в и г и. Левантинско- Чорохская левосдвиговая зона на своем главном отрезке представлена Левантинским трансформным разломом (го­ ризонтальная амплитуда до 100 км [Freund et al., 1970]) и ассоциирующей с ним зо­ ной пластической деформации. Сдвиг ориентирован почти меридионально и в це­ лом сопровождается синтетическим подворотом структур, образующих так назы­ ваемую Сирийскую дугу [Krenkel, 1941] - грандиозную горизонтальную флексуру, облекающую Аравийскую платформу с запада и связываемую многими авторами с продвижением последней к северу. По палеомагнитным данным [Ron et al., 1984], в западном крыле сдвига блоки вращались против часовой стрелки попутно левосто­ роннему скашиванию .

Находящаяся к востоку Аравийская плита испытывала неоднородные внутриплитные деформации, в существенной мере связанные с изменением конфи­ гурации Левантинского сдвига. В своей главной южной части последний плавно выгибается к востоку, что свидетельствует о вращении против часовой стрелки восточного (аравийского) крыла разлома с полюсом в районе Ливии [Garfimkel, 1981]. Такая геометрия линии сместителя при левостороннем движении обеспе­ чивает достаточно свободного пространства на востоке, что выражается в пол­ ном отсутствии здесь структур сжатия и даже, напротив, в некотором растяже­ нии, фиксируемом небольшими полями базальтов. Севернее, в районе Ливана, прямо на простирании Пальмирского авлакогена, линия сдвига испытывает рез­ кий излом, который можно связывать с преломлением траекторий поля напря­ жений из-за пересечения клина рыхлых осадков [Копп и др., 1994]. В кинемати­ ческом отношении это изгиб задерживающего типа, где должно развиваться сжатие, и именно данной причиной объясняют возникновение мегантиклиналей Ливана и Анти-Ливана [Quennel, 1984; Freund et al., 1970]. Однако около этого препятствия Аравийская плита испытывала не только коробление в вертикаль­ ной плоскости, но и изгибалась по горизонтали [Копп и др., 1994], следствием чего явилось возникновение аномально расширенной около излома зоны про­ стого левостороннего сдвига в Пальмиридах и базальтовом плато Джебель Эд Друз, которая включает ветвящиеся левые сдвиги меридионального, северо-во­ сточного простирания (R-сколы), субширотные правые сдвиги, эшелонирован­ ные складки северо-восточного простирания и, наконец, сбросы и раздвиги (це­ почки базальтовых вулканов и дайки) северо-западной ориентировки. Ряд при­ знаков строения этого структурного ансамбля свидетельствует о вращении бло­ ков против часовой стрелки в соответствии с региональным левым сдвигом. К северу от вышеохарактеризованного излома линия Левантинского сдвига вы­ равнивается, и зона внутриплитного левостороннего скашивания моментально сходит на нет, однако, он приобретает пологую выпуклость уже в обратном (за­ падном) направлении, как бы подгибаясь около Альпийского пояса. Это вызы­ вает антитетический подворот его восточного крыла с образованием складок северо-западного простирания. По палеомагнитным данным [Трифонов и др., **-------------Рис. 2. Геокинематическая карта центральной части Альпийско-Гималайского пояса для неогена-квартера, составленная по материалам изучения структурных рисунков [Копп, 1994] 1-3 - структуры сжатия: 1 - линии простирания складок (а - альпийских, 6 - активизированных в альпийскую эпоху), 2 - неотектонические поднятия, 3 - взбросы и надвиги; 4-6 - структуры сдвига: 4 сдвиги, 5 - широкие зоны простого сдвига, 6 - то же, без отчетливых границ; 7-9 - структуры и облас­ ти растяжения: 7 - оси спрединга, 8 - сбросы, 9 - районы проявления орогенного вулканизма; 10 - орогенные впадины; 11 - направления смещения и поворота блоков-инденторов; /2,13 - направления ла­ терального выжимания масс: 12 - по отношению к “стабильной” Европе, 13 - по отношению к соседним блокам коллизионного пояса; 14 - оси пологих платформенных поднятий If Р—М 25 * Р^П 26 на 28 EZ] EZ) J/ РЗР^1 3 2 Пу\1 3 3 1Пта 34 Е З 35 ГД 38 СО Ю ^ И*8 4 / *!

Г О 4f EED 43 I °С I 44 .

П5~1 45 R 5}46 * СО 47 1991], здесь происходило вращение по часовой стрелке, а не против, как в ос­ тальных участках трансформной зоны. На северном продолжении Левантин­ ского разлома находятся домен плиоцен-четвертичных левых сдвигов западно­ го ограничения Малого Кавказа и левые сдвиги Дагестана [Короновский, 1994] .

Вся эта зона левосдвиговых деформаций вдоль западной границы Аравийской плиты была сформирована в неогене-квартере. Вначале, в раннем-среднем миоце­ не, возникла широкая зона скашивания и поднятия на месте будущего разлома, то­ гда как последний образовался несколько позже (поздний миоцен-квартер) и при этом последовательно распространялся с юга на север [Копп и др., 1999а; Трифо­ нов и др., 1991; Bartov et al., 1980] .

Аден-Мангышлакская правосдвиговая зона (см. рис. 2; рис. 3, Б), в отличие от вышеохарактеризованной, гораздо четче выражена внутри коллизионного пояса, пересекая его целиком; ее прослеженная длина достигает 3000 км. На самом юге эта зона совпадает с рифтовой границей Аравийской плиты, будучи выражена в эшелонированном расположении сбросов, ограничивающих впадину Красного моря-Аденского залива, и цепочек базальтовых вулканических центров неогенового возраста в прилегающей части Аравии. В структуре дна Аденского залива разде­ ленные трансформными разломами сегменты рифта образуют правокулисный ряд .

Однако далее к северу правый сдвиг уходит от восточной границы Аравии к запа­ ду, где он развивается вдоль второстепенного с плейттектонической точки зрения,* 2

-------Рис. 3. Палеогеокинематические реконструкции Периаравийского сегмента для четырех временных интервалов: А - позднего эоцена-олигоцена, Б - раннего-среднего миоцена, В позднего миоцена-раннего плиоцена, Г - позднего плиоцена-квартера 1-18 - палеотектоническая зональность: Е в р а з и й с к а я п л и т а : / - Скифско-Туранская и Восточно-Европейская платформы, 2 - поднятие Центрального Кавказа, 3 - Кюрдамирский вал и вал Шатского - реликты юрской островной дуги, 4 - меловая островная дуга, 5 - Анатолийский террейн, 6 - Центрально-Иранский террейн (вулканический пояс в палеогене), 7 - палеоцен-эоценовые рифтогенные троги, 8 - Черноморско-Каспийский бассейн (Паратетис), 9 - Лазаревско-Кобыстанский глубоководный трог, не компенсированный осадконакоплением, 10 - олистосгромы, 11 - направления сноса; А ф р о а р а в и й с к а я п л и т а : / 2 - континентальная кора, 13 - карбонатная платфор­ ма Фарах, 14 - “борозда** Падех, 15 - кора промежуточного типа, 16 - океаническая кора, 1 7 - границы палеогеографических зон, 18 - крутые склоны; 19-35 - структурные формы: 19 - надвиги и покровы, 20 - оси складок, 21 - своды и мегантиклинали, 22 - купола, 23 - мульды, 24 - зоны В-субдукции, 25 зоны А-субдукции, 26 - сдвиги, 27 - предполагаемый сдвиг вдоль линии Тессейре-Торнквиста, 28 - ши­ рокие зоны простого сдвига в горизонтальной плоскости, 29 - океанические трансформные разломы, 30

- сбр о сы, 31 - оси с пре дин га, 32 - зо н ы зарож даю щ егося р аск о л а ко н ти н ен та, 33 - дайки, 34 - области н овей ш его вулкан изм а (а - вулкан изм андийского типа, б - б а за л ь т ы ), 35 - цепочки центров и звер ж е­ ний; 36-47 - элементы кинематики: 36 - направление отн оси тел ьн ого перем ещ ен ия Е врази и и А ф р о ар ави и в о л и го ц ен е [Зон ен ш ай н и др., 1987], 37 - п риблизи тельное н ап равл ен и е др ей ф а А рави и отн оси ­ т е л ь н о Е врази и в н ео ген е-к ва р тер е, установленное по дугообразной кон ф и гурац и и Л еван тин ского р а з­ л о м а (по опубли кованн ы м дан н ы м ), 38 - т о ж е, п редп олагаем ое ав то р о м п о дугообразной кон ф и гура­ ции А ден -М ан гы ш лакской правосдвиговой зон ы в раннем м и оц ене, 39 - п олю са вращ ения для ран н его м и оц ена (Pj - А р а в и я -А ф р и к а, для А ден -М ан гы ш лакской п равосдвиговой зон ы, Р2 - т о ж е, для л евого сдвига К увейрах-У тум, Р3 - Т у р ц и я -Е вр ази я, по С еверо-А н атолий ском у правом у сдвигу), 40 - векторы отн о си тел ьн о го п ерем ещ ен ия А рави и и Е врази и для н екоторы х т о ч е к, 41 - участки гиперком прессии (синтаксисы, деф о р м ац и он н ы е ш ей ки) и н аправления л атерал ьн ой экструзи и вы ж и м аем ы х б л оков, 42 л о к ал ь н о е го р и зо н тал ьн ое сж атие, 43 - л о кальн ое гори зон тал ьн ое растяж ен и е, 44 - клинораздвиги, 45

- клинонадвиги, 46 - современная береговая линия, 47 - то же, в качестве палинспастического маркера Ан - Анатолийский террейн, АТ - Аджаро-Триалетская зона, ВП - Восточный Понт, ВТ - Восточ­ ный Тавр, За - Загрос, ЗП - Западный Понт, Кю - Кюрдамирский вал. Ко - Копетдаг, Ле - Левантин­ ский континентальный склон, ЛК - Лазаревско-Кобыстанский трог, Лу - Лутский блок, МК - Малый Кавказ, Па - трог Падех, Си - Сисганский трог, СТ - Скифско-Туранская платформа, Та - Талыш, Фа

- карбонатная платформа Фарах, ЦИ - Центрально-Иранский террейн, ЦК - поднятие Центрального Кавказа, ЧК - Черноморско-Каспийский тыловой бассейн (Паратетис), Ша - вал Шатского, Эл Эльбурс Примечание. С труктуры, акти вн о развиваю щ иеся в течен и е каж д ой стадии, п оказан ы утол щ ен н ы ­ ми линиям и, то гд а как структуры, уж е сф орм и рован ны е к началу данной стадии и н еакти вн ы е, и зобра­ ж ен ы тонким и линиями. Н ам ечаю щ и еся структуры, лучш е п роявл ен н ы е в п оследую щ ие ф а зы, и зо б р а­ ж ен ы утолщ ен ны м и п реры висты м и линиями .

но при этом весьма существенного реологического раздела континентальной и оке­ анической коры, выраженного в рельефе континентальным склоном. Находивша­ яся к западу от этой линии утолщенная кора Аравийского континента действовала как штамп на прилегающую часть коллизионного пояса, вызывая в нем сильные деформации. Главная же плитная граница представлена здесь океанским разломом Оуэн преимущественно левосдвиговой кинематики (Индо-Австралийская плита обгоняла Аравийскую в их общем движении на север). Заключенная между двумя сдвигами разного знака микроплита Макрана-Аравийского моря перемещалась к югу относительно двух последних .

На Аравийском отрезке ориентировка рассматриваемой правосдвиговой зо­ ны плавно меняется к северо-востоку от запад-северо-западной до широтной и северо-восточной, а в районе Омана составляющие ее сдвиги имеют уже мериди­ ональное простирание. В пределах Ирана и Копетдага ориентировка разрывов меняется от меридиональной до северо-западной и, таким образом, Аден-Мангышлакская зона в целом имеет форму дуги, плавно выгибающейся к востоку (см. рис. 3, Б). Подобная конфигурация зоны, наряду с ее большей протяженно­ стью и лучшей выраженностью в пределах коллизионного пояса по сравнению с западной зоной левых сдвигов, увязывается с представлением о повороте А ра­ вийской плиты против часовой стрелки, только полюс вращения вдоль такой сильно изогнутой границы должен располагаться существенно восточнее тако­ вого, определенного по кривизне Левантинского сдвига —не в Ливии, а где-то в районе Синайского полуострова .

В пределах коллизионного пояса рассматриваемая фланговая зона проходит вдоль разломов, ограничивающих с запада и востока Лутский блок, затем выходит на Копетдаг и далее - даже на Туранскую плиту, где правосдвиговая деформация выражена в кулисном расположении мегантиклиналей Туаркыра, Капланкыра и Мангышлака и в некоторых особенностях строения Каратауского разлома .

Основная структура Аден-Мангышлакской зоны в Омане, Восточном Иране, Копетдаге и на Скифской плите была сформирована в раннем миоцене (савская и пггирийская фазы) [Копп, 1997]. Тем не менее горизонтальные перемещения по правым сдвигам продолжаются до сих пор, определяя фокальные механизмы мно­ гих землетрясений [Jackson, Mckenzie, 1984] .

З о н а ф р о н т а л ь н о г о с к у ч и в а н и я прежде всего представлена складчатыми сооружениями Загроса и Тавра, надвинутыми на Аравийскую плат­ форму и характеризующимися землетрясениями с механизмами сжатия в очаге [Jackson, Mckenzie, 1984; Nowroozi, 1972; Mohajer-Ashjai et al., 1975]. В районе Тавра, расположенного непосредственно впереди Аравийского выступа Афроаравийского континента, покровообразование началось раньше всего - в конце эоцена-олигоцене (пиренейская и особенно савская фазы) [Bocaletti, Manetti, 1988; Sengor et al., 1981]. Для сравнения, позднекайнозойские структуры Внутреннего Загроса заложились только в савскую фазу и интенсивно достраивались в раннем-среднем мио­ цене (пггирийская фаза складчатости) [Bina et al., 1986; Timil et al., 1983] .

Помимо надвиговой, в формировании структуры рассматриваемой зоны актив­ ную роль играла сдвиговая составляющая деформации .

В плане Загрос представляет собой систему сильно асимметричных (в плане) структурных дуг разного порядка с длинными юго-западными и короткими, сильно отогнутыми к северу юго-восточными крыльями. Детальный анализ структурного рисунка [Копп, 1991а, 1997] показывает, что вся эта система дуг возникла в резуль­ тате антитетических подворотов (против часовой стрелки) их юго-восточных флангов правыми сдвигами Оманской линии, т.е. за счет продольного изгиба в го­ ризонтальной плоскости. Тем не менее окончательное оформление конфигурации дуг произошло при участии поперечного изгиба - за счет гравитационного затаски­ вания сорванного чехла Аравийской платформы в глубокую впадину Месопотам­ ского прогиба и Аравийского моря, о чем свидетельствуют последовательное уве­ личение в данном направлении степени кривизны дуг и наличие в их тылу продоль­ ной грабенообразной депрессии Гавкуни .

Интересной и не до конца разгаданной представляется орогенная геокинемати­ ка нагорий Армении и Центрального и Восточного Ирана, где сложным образом нагнетание материала сочеталось с его выжиманием по латерали. Наряду с общим коллизионным утолщением коры до 45-50 км здесь имеются места ее резкого уто­ нения (35-37 км) и, помимо надвиговых, широко распространены сдвиговые и даже раздвиговые механизмы землетрясений .

Наиболее отчетливо все эти противоречия проявляются в структуре треуголь­ ного блока Центрального и Восточного Ирана. С одной стороны, здесь встречают­ ся зоны сильного сжатия и метаморфизма, но с другой, - там же имеются и глубо­ кие грабенообразные депрессии с признаками растяжения коры, например, впади­ на Дешт-и-Лут, ограниченная с запада и востока субмеридиональными правыми сдвигами Аден-Мангышлакской фланговой зоны. Присутствие разрывов одного и того же знака с обеих ее сторон уже давно приводило исследователей к мысли о по­ вороте Лутского блока против часовой стрелки [Сборщиков и др., 1981; Wellman, 1966] вокруг полюса в центре него. Однако меньшая амплитуда сдвигов к западу от блока по сравнению с таковой на востоке [Копп, 1997] скорее согласуется с пред­ положением, что он поворачивался не сам по себе, а вместе со всем Центральным и Восточным Ираном, подталкиваемым вращающейся в том же направлении Ара­ вийской плитой. Другая возможная причина меньшей амплитуды сдвигов к западу от Лутского блока - недостаток пространства в связи с большей близостью к Эльбурсскому пережиму треугольного блока Центрального и Восточного Ирана. В си­ лу этого правостороннее смещение происходило в обстановке “структурной тесно­ ты ” и приводило к нагнетанию масс в обстановке всестороннего сжатия. Этим, в частности, объясняются возникновение выгнутой к западу Керман-Табасской складчатой дуги, которую можно сравнить со сводом диапировой складки (если, ра­ зумеется, ее перевернуть в горизонтальную плоскость), подпираемым разбухаю­ щим ядром (рис. 4). Нагнетание материала и субширотное сжатие в данном районе лучше всего проявляются в структурном рисунке доплиоценовых отложений [Копп, 1997], тогда как плиоцен-четвертичные смещения по разломам часто хара­ ктеризуются обратным знаком и больше свидетельствуют о субширотном растяже­ нии, нежели сжатии [Seismotectonic map..., 1984] .

Внешняя область индентации. Периферическая зона внедрения Аравии харак­ теризуется структурными рисунками, связанными с продольным удлинением склад­ чатого пояса и латеральным выжиманием материала. Ближе к индентору удлине­ ние реализуется в форме сдвигообразования, а на удалении формируются сбросы и концентрическая цепочка глубоких новейших впадин: Восточно-Черноморской, Южно-Каспийской и Лутской. В составе данной области выделяется осевая и две краевых зоны .

Краевые з о н ы представлены доменами антитетических сдвигов, надстраивающих синтетические сдвиговые зоны западного и восточного флан­ гов Аравийского микроконтинента-индентора. Так, на простирании Левантин­ ского левого мегасдвига оказываются правые сдвиги Анатолии и Западного Кавказа, а правые сдвиги Оманской линии упираются в левые Восточного Эль­ бурса и Западного Копетдага. При этом знак вращения блоков внутри доменов синтетических и антитетических сдвигов, определяемый палеомагнитными дан­ ными или, в случае их отсутствия, по особенностям структурного рисунка, оди­ наков: против часовой стрелки - на западе и по часовой стрелке - на востоке внешней области индентации .

Западная краевая зона включает домен правых сдвигов Западного Ирана, Талыша, Кавказа и Турции, ориентировка которых с востока на запад меняется от субмеридиональной до субширотной. Наибольшей протяженности, амплитуды и выраженности они достигают на самом западе, и Северо-Анатолийский разлом в Б А КФЯ1 кг? Iо \ j ^ \ * У^Лч l^~-U Ш ^ 7 l7 Ну Рис. 4. Сравнение структуры вертикальных и горизонтальных диапиров Л - вертикальный диапир (принципиальная схема: вертикальный разрез, повернутный на 90°); Б структурная схема Керман-Табасской зоны (Восточный Иран) - “горизонтальный диапир” 1 - фундамент; 2 - стратиграфические слои; 3 - направление нагнетания пластичных пород; 4 сдвиги; 5 - надвиги (вершины треугольников - по падению сместителей); 6 - оси складок; 7 - мегантиклинали, сложенные палеозойско-триасовыми осадками в ядре; 8 - плиоцен-четвертичные вулканиты КТ - Керман-Табасская зона; Тб -Табасский рамповый грабен; Шт - антиклинорий Шотори. Сдви­ ги (цифры в кружках): 1 - Найбенд, 2 - Гавк, 3 - Кухбенан каком-то смысле является их наиболее совершенным выражением. На востоке же домена (Малый Кавказ, Талыш) правые сдвиги выражены хуже. Они ориентирова­ ны поперек структурного плана и характеризуются вязкими синтетическими под­ воротами структурных элементов. Однако на подходе к Большому Кавказу сдвиги постепенно искривляются и ветвятся приобретая диагональное (северо-западное) и даже продольное - запад-северо-западное - простирание, что сопровождается поя­ влением антитетических подворотов их западных крыльев, где структуры развер­ нуты почти поперек структурному плану [Копп, 1989]. Одна из наиболее заметных поперечных структур такого рода - новейшее поднятие Дзирульского массива, компенсирующее смещение юго-западного крыла Центрально-Кавказской право­ сдвиговой зоны [Расцветаев, 1973, 1989] и являющееся своего рода кавказским ана­ логом Чаткало-Кураминского свода при Талассо-Ферганском сдвиге. Важно под­ черкнуть, что как Дзирульский, так и Чаткало-Кураминский блоки выжимались к северо-западу, будучи ограничены сдвигом лишь с одной стороны (“полублоковый” тип латерального выжимания, развивающийся в стесненных условиях и предпола­ гающий необходимость вращения полублока около имеющегося единственного сдвига [Копп, 1991а, 1997]). В западном направлении, т.е. ближе к флангу зоны вне­ дрения, роль левых сдвигов усиливается и латеральное выжимание принимает поч­ ти “блоковый” характер (выжимаемый участок ограничен с двух сторон сдвигами разного знака сопоставимой амплитуды). И все-таки даже Анатолия, к которой это относится в наибольшей степени, сохраняет черты полублока: ограничивающий ее на севере Северо-Анатолийский правый сдвиг по своей амплитуде в 4-5 раз превы­ шает Восточно-Анатолийский левый (90-100 и 10-20 км соответственно [Rotstein, 1984; Sengor et al., 1982]); противочасовое вращение Анатолийского блока надежно доказано палеомагнитным методом [R. van der Voo, цит по: [Буртман, 1984]) .

Правые сдвиги развивались в среднем миоцене-квартере. При этом СевероАнатолийский разлом обнаруживает существенно большую активизацию в плиоцен-четвертичное время по сравнению с таковыми на Кавказе и Талыше, которые иногда запечатываются акчагылом и прерываются в местах их пересечения левы­ ми сдвигами [Копп, 1989, 1997]. Исключение представляют правые сдвиги Куринско-Южнокаспийского региона (Ленгебиз-Сальянский и Алятский), смещающие верхнеплиоцен-четвертичные отложения [Копп, 1979, 1985; Курдин, 1987] .

Восточная краевая зона охватывает домен левых сдвигов (северо-восточного, широтного простирания) Восточного Ирана и Копетдага, существенно предплиоценового возраста. Антитетический характер этих разломов лучше всего виден на Эльбурсе и Западном Копетдаге, где ограничиваемые ими блоки сильно (до 30-35°) развернуты по часовой стрелке относительно генерального структурного плана .

Для Западного Копетдага такое вращение доказано и палеомагнитным методом [Bazhenov, 1987]. Все это означает, что Эльбурс и Западный Копетдаг испытали продольное удлинение в ходе деформации.

Однако далее к востоку крупнейшая в домене Шахрудская левосдвиговая зона, симметричная по своему структурному по­ ложению Северо-Анатолийскому правому сдвигу, существенно отличается от него набором признаков, характерных для синтетических разрывов [Копп, 1991а, 1997]:

плавным разворотом структурных линий субпараллельно простиранию зоны, зна­ чительной ее шириной и поперечным сжатием. Если учесть еще, что сопряженный с Шахрудским и находящийся на противоположном фланге Туркмено-Хорасанской дуги Копетдагский правый сдвиг является преимущественно антитетическим, то тогда окажется, что последняя, если и испытывала какое-либо вращение, то толь­ ко против часовой стрелки. В любом случае можно сказать определенно, что про­ дольный к складчатому поясу тектонический транспорт здесь уступает место попе­ речному выдвиганию Туркмено-Хорасанской дуги к северу и северо-западу. Далее, не вполне определенна и кинематическая характеристика другого крупного разры­ ва в рассматриваемом домене - Дорунех. Левосдвиговые смещения по нему сосед­ ствуют со взбросовыми и даже правосдвиговыми [Berberian, 1976; Wellman, 1966] .

При этом весьма вероятно наложение деформаций: первые лучше выражены в сейсмодислокациях и в смещениях плиоцен-четвертичных складок, а если обра­ титься к структурному рисунку мезозойско-эоценовых отложений, то он указыва­ ет уже на противоположный - правый сдвиг [Копп, 1997]. В последнем случае раз­ рыв Дорунех легче удается вписать в общий структурный рисунок Восточного Ира­ на, образованный нагнетанием материала по правосдвиговой зоне восточного фланга Аравии .

Можно, таким образом, констатировать, что, в отличие от западной краевой зоны, в восточной существенно хуже проявились продольный к коллизионному по­ ясу тектонический транспорт и боковое (в данном случае - к востоку) выжимание материала. Существенное значение они имели только на Эльбурсе и Западном Ко­ петдаге, тогда как восточнее основное движение блоков было направлено с юга на север, с возможным поворотом к северо-западу. Скорее всего, такая продольная асимметрия внешней области индентации Аравии была связана с отсутствием на востоке необходимого пространства для приема выжатых масс, которое экраниро­ валось более мощной зоной влияния Индостана, и, напротив, с наличием такового на западе в виде реликтовых геодинамических убежищ Южного Каспия, Черного моря и бассейна Леванта .

Заканчивая рассмотрение обеих краевых зон, необходимо отметить еще один важный элемент южной части каждой из них - ограниченные поперечными синте­ тическими сдвигами, сильно вытянутые к югу и надвинутые в этом направлении ду­ ги Восточного Тавра (с продолжением на Кипре) на западе и Макрана на востоке .

Особенности их структурного положения и кинематики приводят к выводу, что они образованы противопотоками материала, выжимаемого в промежутки между со­ седними микроконтинентами-инденторами [Копп, 1979; Tapponnier, 1977] .

О с е в а я з о н а в н е д р е н и я включает Южно-Каспийскую межгорную впадину и, более условно, Кавказ. Некоторая неопределенность ее западной грани­ цы обусловлена широтой понимания природы зоны. Если к ней относить область проявления наиболее мощного надвигообразования и орогенеза, то это, безуслов­ но, должен быть Кавказ, который, кстати, находится прямо напротив Аравийского выступа. Однако в качестве осевых зон внедрения (или “осей растекания") плит-инденторов можно рассматривать и участки наибольшей тектонической денудации, откуда начинаются расходящиеся по латерали потоки выжатого материала и кото­ рые выражены симметричными сдвигами разного знака и пережимами коллизион­ ного пояса - вероятными деформационными шейками. Например, в зоне давления Индостана такая ось растекания проходит через район сужения Тибетского плато на западе, далее к северу - на “водораздел" между симметрично расходящимися к западу и востоку правыми и левыми сдвигами, Таримскую впадину на участке ее максимального расширения по меридиану, вершину выпуклой к северу Тяныианской дуги и далее трассируется на Зайсанскую и Уренгойскую новейшие впадины, причем последняя находится уже в пределах платформенной области. При таком подходе высокие и сильно сжатые орогены Памира и Нань-Шаня оказываются на флангах зоны внедрения, где происходит не выжимание, а нагнетание выжатого материала .

Соответственно, в Периаравийской коллизионной области главная ось расте­ кания идет от Эльбурсского пережима плато Центрального и Восточного Ирана (откуда симметрично расходятся вышеохарактеризованные правые и левые сдви­ ги) на наиболее широкую по меридиану и при этом особенно глубокую западную часть Южно-Каспийской впадины, затем - на вершину выгнутой к северу дуги Апшеронского порога и еще далее (предположительно) - на меридиональную цепоч­ ку остальных каспийских впадин .

Существенным элементом строения осевой зоны внедрения на севере являют­ ся субмеридиональные сбросы, обращенные к центру Южно- и Средне-Каспийской котловин. На востоке это серия ступенчатых сбросов Западного Копетдага и За­ падно-Туркменской впадины, существенно предакчагыльского [Копп, 1971,1997], а кое-где и пре дереднемиоценового [Ятченко, 1966] возраста, а на западе - многочис­ ленные плиоцен-четвертичные сбросы, развившиеся вдоль шарниров складок Ба­ кинского архипелага, предакчагыльский Самурский разлом и уступы на восточном погружении Ставропольского свода (“Сулакская линия" И.О. Брода и др.). Нужно подчеркнуть, однако, что в том же Южно-Каспийском регионе широко распростра­ нены и субмеридиональные структуры сжатия - складки и даже надвиги (по дан­ ным сейсморазведки, устное сообщение Ю.А. Воложа), взаимоотношения которых со сбросами еще не до конца изучены. По мнению автора [Копп, 1997], меридио­ нальные структуры растяжения в Южном Каспии - более древние (преимуществен­ но допозднеплиоценовые) и более глубинные по сравнению с таковыми сжатия, ко­ торые формировались главным образом в плиоцене-квартере - в связи с латераль­ ным выжиманием материала из Кавказского и Копетдагского синтаксисов [Копп, 1979], которое было направлено в уже существовавшее тогда геодинамическое убежище. Молодые правые и левые сдвиги, способствовавшие такому перемещеРис. 5. Геокинематическая карта Большого Кавказа для позднего миоцена-квартера (на врезке - принципиальная модель деформации) 1 - сдвиги; 2 - надвиги; 3 - широкие зоны простого сдвига; 4 - оси складок; 5 - палеозойское ядро Большого Кавказа; 6 - Северо-Кавказская моноклиналь; 7 - молассовые впадины; 8 - главные направления латерального выжимания и перемещения блоков; 9 - то же, второстепенные; 1 0,1 1 - направления горизонтального: 10 сжатия, 11 - растяжения; 12 - направления поворота блоков вокруг вертикальной оси Р и с. 6. С т р у к т у р н ы й р и с у н о к, с в я з а н н ы й с в р а щ а т е л ь н ы м д в и ж е н и е м б л о к а -и н д е н т о р а (“ ш е с т е р е н о ч н ы й ” э ф ф е к т, и л и э ф ф е к т сопряж енны х р азн он ап равлен н ы х п оворо­ т о в ). П р и н ц и п и а л ь н а я с х е м а (п л а н ) 1 - блок-индентор; 2 - структуры сжатия; 3

- сдвиги; 4 - области растяжения; 5 - направле­ ния поворотов: а - блока-индентора, б - дефор­ мируемой плиты (целиком или прилегающей к индентору ее части) нию, хорошо выражены в структуре Копетдага и Большого Кавказа (соот­ ветственно). На последнем, являющем­ ся элементом западной краевой зоны внедрения, левые сдвиги наложились на правые, и в совокупности те и другие обусловили сложную нарезку блоков в виде линз - мегабудинаж в горизонтальной плоскости [Копп, 1991а, 1997] (рис. 5), свидетельствующий о продольном удлине­ нии Кавказа как к западу, так и к востоку .



Pages:     | 1 || 3 | 4 |



Похожие работы:

«ЛИТЕРАТУРНЫЕ ИСТОЧНИКИ ЗА 1998—2002 гг. Губанов И.А., Калиниченко И.М., Щербаков А.В.1. Абрамов Н.В. Метод конкретных флор А.И.Толмачева в изучении флоры Республики Марий Эл // Изучение биологического разнообразия метод...»

«Министерство образования Российской Федерации Ярославский государственный университет им. П.Г. Демидова Кафедра экологии и зоологии Общая экология Методические указания к семинарским занятиям Ярославль 2002 ББК Е9я73 Т99 Составитель: проф. Н.Н....»

«Труды БГУ 2015, том 10, часть 1  Микробиология  УДК 579.841.11+577.175.132 СОЗДАНИЕ НА ОСНОВЕ РИЗОСФЕРНЫХ БАКТЕРИЙ РОДА PSEUDOMONAS ШТАММА-ПРОДУЦЕНТА ГОРМОНА РОСТА РАСТЕНИЙ ГИББЕРЕЛЛИНА И.Н. Феклистова, Д.В. Маслак, И.А. Гр...»

«Биология 8 класс. Демонстрационный вариант 3 (45 минут) 1 Диагностическая тематическая работа №3 по подготовке к ОГЭ-9 по БИОЛОГИИ по теме "Человек и его здоровье"    Инструкция по выполнению работы На выполнение диагностической работы по биологии отводится 45 минут. Работа включает в себя 20 заданий. Ответы к заданиям 1–17 записыва...»

«Секция "ОПАСНЫЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ И ПРОЦЕССЫ" информационные технологии в гидрометеорологии и смежных с ней областях : тез. докл. Второй науч.-практ. конф . (21–23 нояб. 2017 г.). Обнинск, 2017. 2017. С. 53–54.2. Лощенко К. А., Латышева И. В...»

«Ла б о р ато р н ы е животные 2018 №1 дЛя научных иссЛедований DOI: 10.29296/2618723X-2018-01-03 ГЕНЕТИЧЕСКИ МОДИФИЦИРОВАННЫЕ ЛИНИИ ЛАБОРАТОРНЫХ ЖИВОТНЫХ, ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ В КАЧЕСТВЕ МОДЕЛИ МЕТАБОЛИЧ...»

«МИНИСТЕРСТВО САРАТОВСКОЙ ОБЛАСТИ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ПРОФЕССИОНАЛЬНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ САРАТОВСКОЙ ОБЛАСТИ "ДЕРГАЧЕВСКИЙ АГРОПРОМЫШЛЕННЫЙ ЛИЦЕЙ" _ "Рассмотрено" "Согласовано" "Утверждаю" На заседании МК Зам. Директора по УПР Директор №_ протокола от ГБПОУ СО "ДАЛ" ГБПОУ СО "ДАЛ" ""2015 г. _/Е.В.Загородников/ _/К...»

«Вестник НПУА. “Химические и природоохранные технологии”. 2016. №1 УДК 631.4 ЭКОЛОГИЧЕСКИ ЧИСТАЯ ТЕХНОЛОГИЯ ПЕРЕРАБОТКИ РЕЗИНОСОДЕРЖАЩИХ ОРГАНИЧЕСКИХ ОТХОДОВ А.А. Исаков Национальный политехнический университет Армении Рассмотрены вопросы переработки органических резиносоде...»

«Ла б о р ато р н ы е животные 2018 №3 дЛя научных иссЛедований https://doi.org/10.29296/2618723X-2018-03-01 Активация эндокринной системы семенников мышей линии С57BL/6J в ответ на сексуальный стимул Т.Г. Амстиславская1, 2, доктор биологических наук, доцент, зав. лабораторией трансляционной биопсихиатрии, зам. директора по на...»

«АДМИНИСТРАЦИЯ ГОРОДА МУРМАНСКА КОМИТЕТ ПО ОБРАЗОВАНИЮ ПРИКАЗ № 165 29.01.2018 О проведении муниципального этапа соревнований по флорболу среди команд общеобразовательных учреждений города Мурманска В соответствии с Концепцией общенациональной системы выявления и развития молодых талантов, утверждённой Пр...»

«ПИСАРЕВА АЗА ВАЛЕРЬЕВНА ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА СОСТОЯНИЯ ТЯЖЁЛЫХ МЕТАЛЛОВ И МИКРОБИОТЫ В ПОЧВАХ ТЕХНОГЕННО-ТРАНСФОРМИРОВАННЫХ ЗЕМЕЛЬ Специальность 03.02.08 – Экология (биология) Автореферат диссертации на соискание учёной степени кандидата биологических наук Орёл-2017 Работа...»

«УДК 551.465 Расчет средних характеристик стратификации водной среды © 2015 А.Е. Погребной Морской гидрофизический институт РАН, Севастополь, Россия E-mail: pogrebok57@mail.ru Поступила в редакцию 03.04.2014 г. После доработки 30.09.2014 г. Проводится анализ проблем, возникающих при использовании традиционной процедуры осреднения в...»

«IX МЕЖДУНАРОДНАЯ НАУЧНАЯ МОЛОДЕЖНАЯ ШКОЛА ПО ПАЛЕОПОЧВОВЕДЕНИЮ "ПАЛЕОПОЧВЫ – ХРАНИТЕЛИ ИНФОРМАЦИИ О ПРИРОДНОЙ СРЕДЕ ПРОШЛОГО" 2018 год ПЕРВОЕ ИНФОРМАЦИОННОЕ ПИСЬМО Институт почвоведения и агрохимии СО РАН, Институт водных и экологических проблем СО РАН, Национальный Исследовательский Томский Государс...»

«Problemy istorii, lologii, kul’tury Проблемы истории, филологии, культуры 2 (2016), 356–363 2 (2016), 356–363 © The Author(s) 2016 ©Автор(ы) 2016 ВАРИАТИВНОСТЬ СВЯЗИ "КУКЛА РОК" В ХУДОЖЕСТВЕННЫХ ТЕКСТАХ Н.М. Солнцева Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова, Москва, natashasolnceva...»

«Т.И.Ульянкина ГУМАНИТАРНЫЙ ФОНД Б.А.БАХМЕТЕВА (США) Ульянкина Татьяна Ивановна — доктор биологических наук, главный научный сотрудник ИИЕТ РАН. Интеллектуальное наследие послеоктябрьской российской эмиграции помимо культурного и научного интереса имеет и большое познавательное значение...»

«ЦЕПКОВ ЕВГЕНИЙ ВЛАДИМИРОВИЧ УГОЛОВНО ПРАВОВАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПРИСВОЕНИЯ ИЛИ РАСТРАТЫ (ст. 160 УК РФ) направления 40.03.01. – "Юриспруденция" юридического факультета Автореферат бакалаврской работы Саратов 2016 Работа выполнена на кафедре...»

«О НЕКОТОРЫХ ФУНДАМЕНТАЛЬНЫХ ПРОБЛЕМАХ ГИДРОХИМИИ И ГИДРОЭКОЛОГИИ В СВЕТЕ РЕАЛИЗАЦИИ ВОДНОЙ СТРАТЕГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ НА ПЕРИОД ДО 2020 ГОДА Никаноров А.М. Институт водных проблем РАН, Гидрохимический от...»

«РОССИЙСКИЙ М ОРСКОЙ РЕГИС ТР СУД ОХОД СТВА Электронный аналог печатного издания, утвержденного 03.10.17 ПРАВИЛА КЛАССИФИКАЦИИ И ПОСТРОЙКИ МОРСКИХ СУДОВ Часть IX М ЕХАНИЗМ Ы НД № 2-020101-104 Санкт-Петербург украшения для одежды Правила классификации и постройки морских судов Российского морского...»

«Самарская Лука. 2007 – Т. 16, № 4(22) – С. 762-774. © 2007 А.В. Елизаров* СТЕПЬ СТАРОГО СТАВРОПОЛЯ: ОПЫТ КОНСЕРВАЦИОННОГО АНАЛИЗА ТРАВЯНОЙ ЭКОСИСТЕМЫ НА ГОРОДСКОЙ ТЕРРИТОРИИ. Приводятся итоги изучения...»

«Исследовательский командный конкурс Геккон. ПЦ Новая школа. www.n-sh.org Предметное Тема доклада Название команды направление (буква) С Сибур Химия Формулировка темы Вора – бей! (Б, Г, И, Х) В 1958 году в Китае по инициативе Мао Цзэдуна...»

«СО РАН и 70-летию образования Красноярского края, 1-3 сентября 2004 г., г. Красноярск. Красноярск, 2004. С. 131 133. Денисов, Н.И. Деревянистые лианы российского Дальнего Востока. [Текст] / Н.И. Денисов. Владивосток: Дальнаука, 2003. 348 с. Популяционная организация растительного покрова лесных...»






 
2019 www.mash.dobrota.biz - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн публикации»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.