БИЛЕТ № 18. 23. Геология, основные структуры и история развития Средиземноморского пояса

23. Геология, основные структуры и история развития Средиземноморского пояса.

Юго-западная территория России лежит в пределах средиземноморского подвижного пояса. Он протягивается на 15 тыс.км от западной Евразии на северо-западе, где смыкаются на юге Британских островов. Средиземноморский пояс состоит из трех компонентов: западный – собственно Средиземноморский, средний – Памиро-Гималайский и юго-восточный – Индонезийский. Западный и средний отрезки в основном занимает межконтинентальное или внутриконтинентальное положение. Широкий пояс в разных его сечениях варьирует от несколько сотен до 1-2 тыс. км. Заложен в основном в позднем протерозое и его развитие протекало более 1 млрд.лет, в течении нескольких геотектонических циклов, ранее существовала континентальная кора и реперный геосинклинальный режим на всей или значительной части территории пояса и заканчивается более или менее значительные и устойчивые консолидации. В отложениях геосинклинального процесса еще продолжается на ряде обширного участка. В его эволюции распознаются позднепротерозойский (байкальский), палеозойский (герцинский), и мезо-кайнозойский (альпийский) циклы геосинклинального развития, последние из которых в восточной части распадаются на самостоятельные мезозойские и кайнозойский циклы. В структуре западного Средиземноморского пояса различают две основных зоны: северная, где геосинклинальное развитие завершилось не позднее конца палеозоя и южная, где оно продолжилось и ныне находиться на завершающем этапе альпийского герцинского цикла. Северная зона из ряда выступов байкальского и герцинского складчатого фундамента, а также плит и плаксов, в которой палеозой и допалеозой основание перекрыто мезо-кайнозойским и фанерозойским плитным чехлом. Эта зона перекрывается в средней части альпийского складчатого сооружения Карпат и распалагаются к западу и востоку, где распалагаются Среднеевропейской и Дон-североустюринского метаплатформенной области. В Средиземноморском поясе верхнепротерозойские складчатые комплексы слагают основание всех более молодых складчатых структур. Они выступают в ядрах антиклинориев в областях как

палеозойской (герцинской), так и кайнозойской (альпийской) складчатости; слагают многочисленные срединные массивы на всем протяжении пояса от Западной Европы до Афганистана. Во Франции (Армориканский и Центральный срединные массивы) верхнепротерозойский комплекс представлен толщей аспидных сланцев, песчаников, эффузивов и

кремнистых пород, достигающей огромной мощности до 12 км. Верхнепротерозойские породы слагают Чешский массив, выступают на поверхность в Шварцвальде, Вогезах, Тюрингенском Лесу, свидетельствуя, что аналогичное основание, прикрытое осадочным чехлом, широко распространено на всем пространстве между Чешским массивом и Центральным массивом Франции. Во внутренней части Альп протерозойское основание выступает на обширных площадях; оно представлено гнейсами, различными кристаллическими сланцами и слагает многие массивы, так же как и на Балканском полуострове. Верхнепротерозойские комплексы формируют значительную часть Южных Карпат, Южной Добруджи, где они представлены зелеными сланцами, массивы Малой Азии и Малого Кавказа. На территории Ирана установлено складчатое метаморфическое основание, сложенное породами рифейского возраста. В начале раннего палеозоя конфигурация Средиземноморского пояса была близка к позднедокембрийской. Только на северо-востоке пояса. в КНР (горы Наньшань), в результате байкальского орогенеза возникла небольшая складчатая область, причленившаяся к Таримскому массиву. Средиземноморский пояс условно можно разделить на две: геосинклинальные области: Европейскую (Западная и Южная Европа, Северная Африка) и Азиатскую (Кавказ, Малая, частично Средняя, Центральная и Юго-Восточная Азия, Индонезия). К Азиатской области относится и система Циньлина, которая в виде обособленной ветви вклинивается между массивами обеих Китайских древних платформ. ЕВРОПЕЙСКАЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНАЯ ОБЛАСТЬ В Европейской области отложения нижнего палеозоя распространены незначительно. По характеру развития в раннем палеозое можно выделить три участка: 1) Северную систему геосннклинальных прогибов (Корнуолл, Арденны, Рейнские Сланцевые и Рудные горы, Гарц, Судеты, Среднепольская возвышенность), 2) Франко-Чешский срединный массив (Центральный массив Франции, Вогезы, Шварцвальд, Чешский массив), 3) Южную систему геосинклинальных прогибов (Монтань-Пуар, Пиренеи, Пиренейский полуостров, Атлас, Альпы, Балканы). Обе системы были в раннем палеозое областями преимущественного

прогибания и морского терригенного осадконакоплення. Срединный массив представлял собой устойчивое поднятие, в пределы которого лишь изредка проникало море. Кембрийский период. Отложения кембрия в Северной системе геосинклинальных прогибов мало известны. В Арденнах они представлены кварцитовидными песчаниками, аспидными сланцами, кремнистыми породами, вероятно позднекембрийского возраста; в Рейнских Сланцевых горах кембрий почти не известен, к нему условно относят немые толщи глинистых пород. В Рудных горах и Судетах нижний и средний кембрий представлен известняками, песчаниками (с конгломератами) и глинистыми породами. В этом районе к верхнему отделу относят эффузивы (хотя веские доказательства отсутствуют). Наконец, в Среднепольской возвышенности кембрий известен в виде кварцитов, песчаников, глинистых сланцев с обильной фауной всех отделов. Мощность кембрия достигает 2 км. Кембрийские образования Франко-Чешского массива хорошо изучены в Чехии. Здесь на докембрии несогласно залегают немые конгломераты и песчаники, сменяющиеся глинистыми сланцами с обильными окаменелостями среднего кембрия. Верхи кембрия представлены конгломератами, песчаниками без окаменелостен и вулканогенными породами. Общая мощность не менее 2000 м.В Южной системе геосннклинальных прогибов кембрий известен в горах Монтань-Нуар, в Пиренеях, па Пиренейском полуострове, в Сардинии и Марокко, в Южных Карпатах, Динарских горах, на Балканском полуострове. Наиболее полные разрезы кембрия находятся южнее Центрального массива (Монтань-Нуар) и в Сардинии (более 2 км). Нижний

отдел— песчаники и известняки с остатками трилобитов и археоциат. средний — известковистые сланцы с обильными остатками трилобитов, верхний — песчаники и глинистые сланцы; филлиты и песчаники встречаются на Пиренейском полуострове и в горах Атласа (1 км); на Пиренеях преобладают глинистые породы, южнее, вблизи древней Африканской платформы — песчаники. В Динарских горах, Южных Карпатах и на Балканах известны толщи кембрийских осадочных и

вулканогенных пород мощностью более 3 км. В кембрийский период в Северной системе геосинклинальных прогибов сначала были затоплены водами мелких морей небольшие прогибы, где накапливались пески и галечники. Средний кембрий — время развития морских трансгрессий; на значительных площадях формировались терригенные и карбонатные илы. Поздний кембрий отмечен некоторой регрессией морских бассейнов. Процессы воздымания земной коры в эту эпоху сопровождались вулканизмом, с деятельностью подводных вулканов связано появление кремнистых осадков. Франко-Чешский срединный массив в кембрии представлял собой поднятие,

существовавшее временами как единый массив суши, временами как архипелаг островов. В его пределах накапливались континентальные галечники и пески пролювиального, озерного и речного происхождения. Лишь в среднем кембрии на участках, покрытых водами мелких морен, отлагались терригенные илы. В позднем кембрии на Франко-Чешском массиве проявилась вулканическая деятельность, создавшая мощные покровы лав и туфов. Южная система геосинклинальпых прогибов, как и Северная, в раннем кембрии испытывала начальные погружения. В прогибах, заполненных водами морен, оседал грубый терригенный материал, приносимый с обширной суши, и лишь па территории Югославии, Румынии, Греции существовали прогибы с действующими подводными вулканами. Постепенное расширение морской трансгрессии привело к резкому сокращению обломочного материала, поступающего

с суши; осадки стали существенно илистыми — карбонатными в конце раннего кембрия и терригенными в среднекембркйскую эпоху. Некоторая регрессия проявилась в конце периода. Ордовикский период. Отложения ордовика распространены в Европе шире кембрия. В Северной системе геосинклинальных прогибов его отложения известны в Арморикапском массиве — это

трансгрессивно залегающие на древних породах песчаники и глинистые сланцы с горизонтом оолитовых железных ру1д. На остальных участках отложения ордовика обычно представлены внизу песчаниками или кварцитами, с перерывом залегающими на кембрии или более древних образованиях; выше следуют глинистые породы, местами с прослоями известняков или горизонтами эффузивов — диабазов и кератофиров. Эффузивы обнаружены вблизи Франко-Чешского массива, к этим же участкам часто приурочены кремнистые сланцы. Отложения верхнего ордовика полностью или частично отсутствуют. На Франко-Чешском массиве ордовикские отложения имеются лишь в Чехии, где они представлены внизу конгломератами тремадока с галькой кембрийских эффузивов, выше конгломератов располагается толща глинистых сланцев, среди которых встречаются прослои кремнистых пород, песчаников, а в арениге — диабазов и их туфов. В Южной системе геосинклинальных прогибов ордовик обычно

согласно залегает на кембрии и характеризуется развитием песчано-глинистых пород. В Атласских горах, на Пиренейском полуострове, в Южной Франции (Монтаиь-Нуар), в Сардинии известны песчаные и глинистые породы, а далее на восток ордовик представлен терригенно- карбонатными и вулканическими фациями (Альпы, Карпаты, Дннарскне горы, Балканский полуостров). В Северной системе геосинклинальных прогибов начало ордовика ознаменовалось трансгрессией; почти повсеместно отлагались песчаные осадки. Большая часть раннего и средний ордовик — время широкого развития морей, часто глубоких, с участками островной суши и под-

водными поднятиями, о чем свидетельствует наличие линз органогенных известняков и обломочных пород среди глинистых. Эти острова были низменными, так как в бассейны осадконакопления поступал в основном тонкий терригенный материал. В южных районах, примыкающих к зоне устойчивых поднятий, проявлялся подводный вулканизм. Конец периода ознаменовался поднятиями, охватившими обширные территории. Франко-Чешский массив был в ордовике крупным островом и только на востоке (Чехия) в морском заливе накапливались терригенные осадки и вулканогенный материал. Обширная, территория между Франко-Чешским массивом на севере и Африканской платформой на юге являлась в ордовике областью геосинклинального развития. В обширных прогибах, заполненных водами моря, шло непрерывное накопление главным образом илистых осадков в условиях некомпенсированных прогибов. Мелководные моря располагались только вблизи поднятий, где формировались песчаные осадки и органогенные известняки. Огромное количество обломочного материала выносилось в геосинклинальные моря ордовика с суши, расположенной на севере Африканской платформы. Вся эта огромная область осадконакопления была разделена внутренними поднятиями — геоантиклиналями на частные прогибы; следы таких поднятий мы видим, например, в Сардинии, где породы ордовика лежат несогласно на смятых в складки породах кембрия. Особенностью ордовикского развития Южной системы геосинклинальных прогибов является широкое развитие вулканической деятельности в Альпийско-Карпатском и Балканском регионах. Силурийский период. Отложения силура в Северной системе геосинклинальных прогибов известны на Армориканском массиве (п-ов Бретань), где они представлены песчаниками, черными глинистыми сланцами и битуминозными известняками мощностью 500 м. От Арденн до Среднепольской возвышенности силур представлен глинистыми породами с прослоями известняков и кремнистых сланцев. Местами в верхах силурийского разреза преобладают песчаники, имеющие пеструю окраску. На Франко-Чешском массиве силурийские отложения (700 м) известны в Чехии; внизу залегают глинистые сланцы и известняки с прослоями диабазов, в верхах разреза — известняки. В Южной системе геосинклинальных прогибов на всем протяжении от Пиренейского полуострова до Добруджи и от Карнийских Альп до Антиатласа силур известен в весьма разнообразных фациях. Это терригенные песчано-сланцевые и терригенно-карбонатные толщи (Западное Средиземноморье, Динарские горы), осадочные толщи с обильными вулканитами (Альпы, Карпаты, Балканский полуостров). Северная система геосинклинальных прогибов в силуре характеризовалась достаточно сложной палеогеографической обстановкой. Армориканский массив—поднятие, в пределы которого море проникало в виде заливов. С суши, окружавшей эти заливы, сносился в большом количестве песчаный материал. На остальной территории существовали морские условия; в глубоких геосинклинальных прогибах шло образование илов, и лишь вблизи поднятий в прибрежных зонах

формировались песчаные осадки. Геосинклинальные прогибы были разделены поднятиями — подводными или островными грядами, где местами накапливался галечный материал. На Франко-Чешский массив море проникало в виде заливов, сохранившихся еще с ордовикского периода. В этих заливах (Чехия), окруженных низменными берегами, шло накопление илов, вначале тер- ригенных, затем карбонатных. Тектоническая деятельность, проявлявшаяся в возобновлении подвижек по разломам глубокого заложения, явилась причиной вулканической активности в раннем силуре. С деятельностью вулканов, главным образом подводных, связаны излияния

лав основного состава и выбросы пеплового материала, что наложило отпечаток на осадконакопление в прилегающих районах Северной системы, геосинклинальных прогибов, где шло образование кремнистых осадков. Фациальная разнородность силура указывает на разнообразие характера осадконакопления в геосинклинальных прогибах Южной системы геосинклинальных прогибов. В обширных открытых морях накапливались граптолитовые глубоководные илы и мелководные песчаные, галечниковые и карбонатные осадки; на дне морей, на островах к востоку и югу от Альп действовали многочисленные вулканы. Постепенно к концу силура поднятия охватили большую часть территории Южной системы геосинклинальных прогибов. АЗИАТСКАЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНАЯ ОБЛАСТЬ В этой обширной области отложения нижнего палеозоя известны в Турции, на Кавказе, в горных сооружениях Ирана и Афганистана, на Памире, в Куньлуне и Гималаях. Выделяются два типа нижнепалеозойских разрезов. Первый характеризуется сравнительно небольшими мощностями кварцитов, песчаников, аргиллитов, известняков и доломитов, образующих чехол на срединных массивах. Все эти породы образовались в мелководных эпиконтинентальных морях или на прибрежных равнинах. Второй тип разреза отличается большими мощностями, непрерывностью и развитием в той или иной степени метаморфизованных песчано-сланцевых пород, известняков и вулканитов основного и кислого состава. Исходный материал накопился в морских условиях в прогибах эвгеоеинклинальной (Кавказ, Паропамиз, Памир, Куньлунь) и миогеосинклинальной зон (Загрос, Гималаи). Близко связана со Средиземноморским поясом складчатая система Циньлина, разделяющая Северо-Китайскую и Южно-Китайскую платформы. Нижний палеозой в Циньлине представлен мощно!"; (10 км) толщей терригенных пород, среди которых большую роль играют эффузивы основного и кислого состава. В раннем палеозое Китайские платформы были разделены сравнительно узкой подвижной геосинклинальной системой. В ней сначала на фоне общего погружения активно проявлялись процессы вулканизма; с ростом внутренних поднятий основную роль играло терригенное осадконакопление, а магматизм проявлялся в интрузивной форме. Практически все геосинклинальные системы, существовавшие на территории Средиземноморского пояса в раннем палеозое, не завершили к концу этого этапа свое формирование и продолжили активное развитие в позднем палеозое. Рассматривая раннепалеозойскую историю Средиземноморского пояса с позиции тектоники плит, можно предположить существование океана палео-Тетис, вытянутого в широтном направлении и отделявшего Восточно-Европейский континент от Гондваны. Обширный Средиземноморский геосинклинальный пояс в позднем палеозое имел сложное строение, как и в раннем палеозое. Здесь продолжали развиваться геосинклинальные прогибы, большая часть которых возникла в предшествующий этап — в раннем палеозое. Каледонские движения, проявившиеся лишь в Западной Европе, не привели к становлению устойчивых участков земной коры. В начале позднего палеозоя, после кратковременной стабилизации здесь вновь возобновился геосинклинальный режим. Продолжали развиваться также геоантиклинальные поднятия и срединные массивы — устойчивые блоки земной коры допалеозоискои складчатости, не подвергшиеся раздроблению в паеозое. Они имели достаточно большие размеры и развивались,

подобно платформам: здесь формировался чехол срединных массивов. История геосинклинального развития Средиземноморского пояса в позднем палеозое наиболее полно восстановлена в его европейской части, которая именуется Европейской областью. В этой части пояса породы верхнего палеозоя имеют широкое распространение и хорошо изучены. Именно здесь были впервые установлены главнейшие стратиграфические подразделения девонской и каменноугольной систем. Позднепалеозойская история азиатской части Средиземноморского

пояса, условно называемой Азиатской областью, восстановлена менее детально, так как верхнепалеозойские породы перекрыты более молодыми отложениями и поэтому слабо обнажены. европейская геосинклинальная область Эта область, как и в раннем палеозое, состояла из двух систем прогибов — Северной и Южной и разделявшего их Франко-Чешского срединного массива. Напомним, что Северная система геосинклинальных прогибов располагалась на месте п-ова Корнуолл в Англии, Арденн, Рейнских Сланцевых и Рудных гор, Гарца и Судетов. Франко-Чешский срединный массив охватывал Центральный массив Франции, Вогезы, Шварцвальд и Чешский массив. Южная система геосинклинальных прогибов располагалась между Франко-Чешским массивом и Сезеро-Африканской древней платформой, т. е. охватывала территорию

Пиренеев, Пиренейского полуострова, Альп, Карпат, Балкан и других горных сооружений Южной Европы. Девонский период. Отложения девонской системы имеют широкое распространение в Северной и менее широкое в Южной системах геосинклинальных прогибов. Ими сложены Арденны, Рейнские Сланцевые и Рудные горы, Гарц, Судеты. Выходы девонских пород прослеживаются на территории Испании и Португалии, а также в Восточных Альпах, Западных Карпатах, Балканах и Динарских горах. Всюду в перечисленных районах они представлены геосинклинальными комплексами и достигают огромных мощностей (7—8 км).

В Северной системе геосинклинальных прогибов девонские отложения залегают с угловым несогласием на подстилающих породах и представлены всеми тремя отделами. Наиболее полно они изучены в Арденнах и Рейнских Сланцевых горах (рис. 85). Мощность и фации чрезвычайно изменчивы. В прогибах (Айфельский, Зауэрланд, Гессенский) преобладают глубоководные глинистые и карбонатные отложения с небольшими пачками песчаных пород. В краевых частях зоны прогибов (Арденны) и на геоантиклинальных поднятиях (блок Зигерланд) увеличивается роль обломочных пород — песчаников и конгломератов, а также мелководных, иногда рифовых известняков. Вулканическая деятельность в среднем девоне привела к образованию лав основного состава и туфов, с которыми связаны пласты бурых железняков — продуктов вулканической эманации. В пределах Франко-Чешского срединного массива девон известен лишь в Пражской мульде, где согласно залегает на силурийских известняках и представлен в нижней части также известняками с обильны-ми остатками беспозвоночных. Отсутствие перерыва между отложениями силура и девона свидетельствует о том, что каледонские движения здесь не проявились. Толщу силурийско-нижнедевонских известняков называют «герцинскими известняками», аналоги которых имеют распространение и в других районах (например, на Урале). Верхняя часть девона в Пражской мульде представлена континентальными терригенными породами небольшой мощности. В Южной системе геосинклинальных прогибов девонские отложения представлены типично геосинклинальными граувакко-сланцевыми толщами с эффузивами (Восточные Альпы, Западные Карпаты, Динарскне горы) значительной мощности.

Таким образом, Европейская геосинклинальная область в девонском периоде испытывала геосинклинальное развитие. Существовавшие прогибы интенсивно погружались и заполнялись мощными осадками, проявлялся вулканизм; преобладали условия морского осадконакопления. Тектонические движения носили резко дифференцированный характер: наряду с участками, испытавшими погружение, существовали участки устойчивых поднятий. В конце девонского периода проявилась бретонская фаза складчатости, которая охватила Франко-Чешский срединный массив и прилежащие районы. Поднятия сопровождались складкообразованием и внедрением гранитоидов. Перерыв в осадконакоплении продолжался в течение почти всего позднего девона и турнейского века. Каменноугольный период. Произошедшие в конце девона поднятия привели к усилению сноса обломочного материала как в Северную, так и в Южную систему геосинклинальных прогибов. В раннем карбоне (динанте) началось формирование своеобразной толщи тёрригенных пород, получивших название кульма. Вблизи поднятий в составе кульма преобладали прибрежно-морские грубообломочные осадки с растительным детритом, местами с пачками органогенных (рифовых) известняков; имели место излияния лав кислого и среднего

состава. В Северной системе геосинклинальных прогибов следы бретонской фазы складчатости практически отсутствуют. Здесь отложения кульма имеют иной состав — это глубоководные темные глинистые сланцы с прослоями граувакковых песчаников, известняков и кремней; толща

кульма имеет большое сходство с флишем. Ее мощность 3—5 км. В составе кульма в некоторых районах (Восточный Гарц и др.) заметную роль играют вулканогенные породы: спилиты, диабазы и кератофиры. В Северных Арденнах, близ Ахена, в Бельгии и Северной Франции кульм замещается менее мощными мелководными известняками с богатой фауной брахиопод турнейского и визейского ярусов. Близким составом отложений нижнего карбона (динанта) характеризуется и Южная система прогибов. В отличие от Северной системы геосинклинальных прогибов, в отдельных районах здесь отмечается перерыв в осадконакоплении на границе девона и карбона (например, в Восточных Альпах и др.). В прогибах же (Карнийские Альпы) образовывались сначала глубоководные маломощные (100 м) известняки и радиоляриты, а затем толщи флиша мощностью до 1000 м. После накопления отложений кульма, начиная с конца визейского века, все толщи, заполнявшие прогибы, были смяты в складки, сильно подняты; развитие прогибов прекратилось. Наступил перерыв в осадконакоплении. Это результат проявления одной из главных фаз герцинской эпохи складчатости, получившей название судетской. Ее обычно связывают с рубежом визейского и намюрского веков, но в ряде районов основные тектонические движения происходили в течение намюрского века и даже после него.

Судетские деформации охватили всю Европейскую геосинклинальную область и сопровождались метаморфизмом и гранитизацией; завершился геосинклинальный этап, продолжавшийся в течение раннего палеозоя, девона и первой половины карбона, и начался орогенный. Отложения среднего и верхнего карбона (силезий — см. табл. 8) образуют не только другой осадочный комплекс, но и распространены иначе, чем более древние породы, заполняя ряд глубоких, но достаточно узких, частично асимметричных впадин, вытянутых вдоль края герцинской складчатой системы. Эти впадины образуют полосу в Южной Англии и на севере Франции, тянутся через всю Бельгию в ФРГ; близ г. Ахена эта полоса расширяется, образуя Вестфальско-Рурский угольный бассейн, затем прерывается и продолжением ее служит Силезский бассейн в Чехословакии и Польше. Все эти впадины образуют зону краевого прогиба герцинской складчатой системы. Внутри самой складчатой системы в это же время возникли многочисленные межгорные

впадины. В пределах краевого прогиба отложения среднего карбона представлены угленосной серией, которая состоит из чередующихся песчаников, алевролитов, глинистых сланцев с многочисленными пластами каменного угля и прослоями известняков, выдержанных по простиранию и образовавшихся в морских условиях. Каменноугольная угленосная: серия является типичным примером паралической угленосной толщи, сформировавшейся на прибрежной равнине, периодически заливавшейся на относительно короткое время морем. Многочисленные угольные пласты отличаются высоким качеством. Вся система впадин представляет собой ряд крупных бассейнов каменного угля Западной Европы, на которых базируется значительная часть промышленности Южной Англии, Северной Франции, Бельгии и ФРГ. В частности, Вест- фальско-Рурский бассейн является крупнейшим в Европе. Мощность

угленосной серии от 2 до 5 км. Межгорные впадины, расположенные в пределах Северной системы геосинклинальных прогибов, заполнялись континентальными угленосными отложениями: конгломераты, грубые песчаники, глинистые породы с многочисленными пластами угля озерного (лимнического) происхождения. Эти угли значительно хуже по качеству, чем паралические. Временами осадконакопление сопровождалось проявлением вулканизма. Особенно большая впадина Саарскою бассейна, где мощность угленосной серии 4 км. В это же время возникли межгорные впадины на Франко-Чешском срединном массиве. В них накапливались также утленосные отложения, которые залегают прямо на кристаллических сланцах протерозоя.

Эти впадины являются угленосными бассейнами; некоторые из них имеют промышленное значение (Ле-Крёзо, Деказвиль). В Южной системе геосинклинальных прогибов межгорные впадины известны в Бриансонской зоне Альп, в Западных и Южных Карпатах и других районах.

На рубеже вестфальского и стефанского веков произошло оживление тектонических движений. Проявилась астурийская фаза герцинского тектогенеза, которая привела к замыканию краевого прогиба и некоторых межгорных впадин и возникновению на их месте складчато-надвиговых деформаций. С этой фазой складчатости связано образование крупных гранитных интрузий Юго-Западной Англии, Гарца, Саксонии, несущих оловянное оруденение. Пермский период. В начале пермского периода продолжали развиваться отдельные межгорные впадины, в которых накапливалась континентальная моласса. Наибольшей мощности нижнепермские отложения достигают в Саарском бассейне (до 3 км). В нижней части это песчаники, углистые и глинистые сланцы с отпечатками растений и прослоями каменного угля. Выше —серые сланцы, в которых

встречаются остатки флоры, гигантских земноводных и рыб. Затем залегают красные песчаники, чередующиеся с пластами лав среднего и кислого состава, красные и бурые глинистые сланцы.

Накоплением нижнепермских отложений закончилось формирование межгорных впадин в Северной системе геосинклинальных прогибов и на Франко-Чешском срединном массиве. В середине пермского периода произошли новые поднятия и деформации, вызванные заальской

фазой складчатости. Верхнепермские отложения в указанных районах не участвуют ни в заполнении межгорных впадин, ни в строении складчатых структур, а несогласно налегают на них в виде платформенного чехла. Они довольно широко распространены здесь и получили наименование «цех- штейна». Начался платформенный этап развития. В основании «цехштейна» залегают конгломераты и песчаники, которые сменяются маломощным (до 0,3 м), выдержанным по простиранию слоем темных глинистых пород, называемых медистыми сланцами. В отдельных местах их разрабатывают как руду на медь (Мансфельд и др.). Это озерные и частично морские отложения. Их сменяет вверх по разрезу цехштейновый известняк, содержащий морскую фауну

поздней перми. Выше лежат известняки, доломиты с прослоями ангидрита и каменной соли. Мощность, «цехштейна» более 1000 м. На территории Южной системы геосинклинальных прогибов отложения перми развиты спорадически; они выполняют межгорные впадины в Альпах, Южных Карпатах и других районах и представлены угленосной и красноцветной молассой с эффузивами. В то время когда Северная система геосинклинальных прогибов в поздней перми испытала погружение и трансгрессию цехштейнового моря с севера, в Южной системе геосинклинальных прогибов сохранялся гористый рельеф и продолжали развиваться межгорные впадины. В отличие от раннепермских, эти впадины были более обширными. АЗИАТСКАЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНАЯ ОБЛАСТЬ Азиатская область простиралась от Малой Азии на западе до

Индонезийского архипелага на востоке. В ее состав входили современные Анатолийское нагорье, Загрос, Эльбурс, Копетдаг, Иранское нагорье, Кавказ, Памир, Куньлунь, Гималаи и другие горные сооружения, расположенные на юге Азиатского материка. Особенностью строения Азиатской области в позднем палеозое, так же как и в раннем палеозое, являлось присутствие крупных срединных и краевых массивов. Геосинклинальные прогибы были немногочисленны, они располагались на месте Большого Кавказа, Паропамиза, Северного Памира, Куньлуня, Сино-Тибетских гор, Циньлина и о-ва Калимантан. Позднепалеозойская история этой системы прогибов

восстановлена недостаточно из-за чрезвычайно слабой изученности. Более детально изучена позднепалеозойская история Кавказа и Северного Памира. В зоне северного склона Большого Кавказа в девонское и раннекаменноугольное время формировалась мощная (5—6 км) вулканоген- но-осадочная толща, представленная основными, реже кислыми эффузивами, их туфами, яшмами, глинистыми сланцами, песчаниками и известняками. В зоне южного склона Большого Кавказа

накапливались мелководные, местами рифогенные известняки. В конце раннего карбона в зоне северного склона Большого Кавказа проявилась складчатость. Средний и верхний карбон представлены типичной молассой, сложенной песчано-глинистыми породами с пачками и прослоями конгломератов, кислых эффузивов и углей (2 км). Пермские отложения представлены континентальными песчаниками, конгломератами и кислыми вулканитами (3—5 км). На южном склоне наблюдается непрерывный разрез от девона до перми в морских карбонатных фациях.

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

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

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

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

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