<<
>>

Основныеэтапы тектонического развития Европейского континента


Становление континентальной коры в пределах современной Европы, как и других континентов, началось в раннем архее. Однако материальные свидетельства начала этого процесса здесь почти не сохранились, за двумя исключениями.
Одно из них - Новопавловский комплекс на востоке Украинского щита с возрастом ~3,6 млрд лет, другое - Водлозерский блок на востоке Карелии с возрастом ~3,5 млрд лет. В первом случае это ультрамафиты и тоналиты, во втором -тоналиты, т.е. породы «серогнейсовой», точнее, ТТГ-ассоциации. Образование пород данного типа - протоконтинентальной коры, продолжалось как на Украинском щите и Воронежском массиве, так и на Балтийском щите, в его Карельском и Кольском мегаблоках, почти до 3,0 млрд лет т.н., т.е. в течение не только раннего, но и среднего архея.
Однако в среднем архее оно уже сочетается с развитием зеленокаменных поясов, приводя к образованию гранит-зеленокаменных областей, из которых Среднеприднепровская с ее северным, Сумским продолжением в Воронежском массиве после интрудирова- ния «нормальными» гранитами в позднем архее (2,85— млрд лет т.н.) сохранила свое стабильное положение доныне. Процесс формирования гранит-зеленокаменных областей не ограничивался Сумско-Среднеднепровским мегаблоком, а протекал также к востоку от него, в Оскольско (Курско)-Азовском мегаблоке, где известна даже более ранняя, чем в первом, генерация зеленокаменных поясов (возраст gt;3,3 млрд лет), и, возможно, к западу, в западной части щита, где установлено присутствие пород древнее 3,0 млрд лет.
Гранит-зеленокаменные области Балтийского щита - Карельская и Кольская, имеют в основном уже позднеархейский возраст, равно как и образования докембрийского фундамента Волго-Уральской области, где также известны реликты зеленокаменных поясов среди глубокометаморфизованных пород. Позднеархейские ЗКП и поздняя генерация среднеархейских ЗКП имеют, очевидно, энсиалическое рифтогенное происхождение. В отношении среднеархейских ЗКП вопрос остается открытым. Так или иначе, процесс архейского континентального корообразования получил в центральной и восточной частях Восточно-Европейской платформы достаточно широкое распространение. Но различия во внутренней структуре, в частности, в ориентировке ЗКП, в их возрасте, степени метаморфизма, показывают, что отдельные упомянутые выше мегаблоки первоначально развивались независимо друг от друга и только в конце архея образовали единый коллаж, вероятно вошедший в состав первой Пангеи. Столкновение мегаблоков, составивших этот коллаж, сопровождалось поддвигом (субдукция типа А) одних под другие с образованием сутур, впоследствии использованных при заложении раннепро- терзойских подвижных зон. Поддвиг Карельского мегаблока под Кольский привел к образованию Беломорского гранулит-гнейсового пояса.
Эпиархейский континент вскоре после своего образования начал подвергаться дроблению с заложением рифтогенных трогав. Последнее получило наибольшее развитие в Сарматском секторе Восточно- Европейской платформы, где вдоль сутур, ограничивающих с двух сторон Сумско-Среднеднепровский мегаблок, заложились троги, заполненные железоруд- но-терригенной формацией курско-криворожского типа с некоторым участием вулканитов. Меньшего размера линейные впадины возникли в пределах мегаблоков, смежных с Сумско-Среднеднепровским с запада и востока.
Развитие этих структур завершилось на уровне 2,3-2,1 млрд лет т.н. интенсивной деформацией их выполнения, метаморфизмом зеленосланце- вой-амфиболитовой фаций и внедрением интрузий гранитоидов. Деформации выразились не только в сжатии, но и в сдвиговых смещениях, т.е. это была транспрессия.
Деструкция Русско-Украинского эократона в начале протерозоя проявилась и на севере, в пределах Балтийского щита. Она выразилась в образовании на юге Кольского мегаблока Печенга-Варзугской рифто- вой системы, развитие которой, по мнению некоторых исследователей, могло дойти до стадии красноморского межконтинентального рифта, снова разделившего Кольский и Карельский мегаблоки. Одновременно на площади последнего возникла заложенная вдоль серии сдвигов северо-северо-западного простирания (в современных координатах) полирифтовая система, состоявшая из сравнительно небольших сдвигово-развиговых бассейнов. Как в Печенга-Варзугской, так и в Карельской рифтовых системах весьма активно проявился основной-ультраосновной эффузивный и интрузивный магматизм, в первой из них приведший к образованию залежей медно-никелевых сульфидных руд большого промышленного значения.
Во второй половине пстеопротерозоя произошли события более крупного масштаба. К западу от эпиар- хейского Русско-Украинского континента раскрылся настоящий океанский бассейн, давший начало в конце зона Свекофеннидам Балтийского щита и их недавно выявленному южному продолжению в странах Балтии и Белоруссии. В этом бассейне в интервале 1,9- 1,83 млрд лет т.н. получили развитие многочисленные энсиматические вулканические дуги с разделявшими их окраинными морями, т.е. сложилась обстановка, аналогичная современной западно-тихоокеанской.
Другой бассейн довольно крупного размера, хотя и значительно уступающего свекофеннскому, зародился 2,1-2,0 млрд лет т.н. к востоку от основного Сарматского эократона, между ним и Волго-Уральским эократоном. Его образования развиты в восточной части Воронежского массива и северо-восточной - Ростовского выступа Украинского щита. Бассейн этот, очевидно, подстилался если не настоящей океанской, то субокеанской корой, судя по присутствию турбиди- тов в осадочном разрезе и многочисленных интрузивных тел мафитов-ультрамафитов, которые, как и на Балтийском щите, несут сульфидное медно-никелевое оруденение. К тому же этот Восточно-Воронежский бассейн отделен от западного эократона примерно одновозрастной Липецко-Лосевской магматической дугой - вероятным свидетелем субдукции коры Восточно-Воронежского бассейна под смежный эократон. Подобная же магматическая дуга - Осницко-Микаше- вическая, образовалась в это же время вдоль западного края Украинского щита, на границе с южным продолжением Свекофеннского подвижного пояса.
Конец раннего протерозоя ознаменовался прежде всего кратонизацией Свекофеннского подвижного пояса, явившейся итогом столкновения вулканических дуг и «захлопывания» промежуточных морей, складчатых деформаций и образования многочисленных, в том числе крупных (Центрально-Финляндский батолит) плутонов гранитоидов. На юге, в Прибалтике и Белоруссии метаморфизм достиг гранулитовой ступени, вероятно, в глубоко эродированном основании вулканических дуг. На востоке и северо-востоке Свекофен- нский комплекс, включая офиолиты, был обдуцирован вдоль Ботническо-Ладожского надвигового фронта на край Карельского эократона, субстрат которого образовал серию окаймленных гранито-гнейсовых куполов в северном Приладожье. Отголоском этих же событий явилась коллизия Кольского и Карельского эпиархей- ских континентальных блоков с образованием Лапландского гранулито-гнейсового пояса и его надвиганием как на Кольский, так и, в большей степени, на Карельский эократон (см. рис.4-4).
По другую, западную сторону новобразованной Свекофеннской складчатой области в интервале 1,84- млрд лет т.н. возник мощный Трансскандинавский вулкано-плутонический пояс, очевидно андского типа. В тылу этого пояса в конце раннего и в первой половине среднего протерозоя образовалась серия крупных плутонов гранитов рапакиви-габбро-анор- тозитов коро-мантийного происхождения, распространенных от южной Финляндии и Приладожья до Украины.
Тектоно-магматические процессы палеопротерозоя затронули не только подвижные пояса, разделявшие эпиархейские эократоны, но в той или иной степени привели к переработке и самих этих эократонов, в частности, к метаморфизму перекрывавшего их осадочно-вулканогенного чехла, к образованию гранитогнейсовых куполов и плутонов гранитоидов.
Вся эта активность в пределах основной части Восточно-Европейской платформы практически завершилась к началу мезопротерозоя (рифея), т.е. 1,65 млрд лет т.н. Активные процессы продолжались лишь к западу от Трансскандинавского вулкано-плутонического пояса, в пределах Свеконорвежской провинции, где в течение всего мезопротерозоя со смещением с востока на запад шло развитие вулканических дуг, междуговых и внутридуговых рифтогенных прогибов, завершившееся на рубеже 1,0 млрд лет. Свеконорвежская провинция вошла в это время в состав Гренвильского пояса, спаявшего Лаврентию и Балтику. Элементом этого пояса явилась и Свальбардская платформа на крайнем северо-востоке Европы. Все они вместе стали составными частями новообразованного суперконтинента Родиния.
Тем временем эпикарельская Восточно-Европейская платформа, пережив стадию кратонизации в самом конце раннего - начале среднего протерозоя, вступила в рифее в авлакогенную стадию, т.е. стадию внут- риконтинентального рифтогенеза, продолжившуюся до раннего венда включительно и длившуюся, таким образом, около миллиарда лет (1,55-0,6 млрд лет т.н.). Основная рифтовая система - Среднерусская, пересекла платформу по диагонали с юго-запада на северо-восток, протянувшись примерно вдоль юго-восточного ограничения Фенноскандинавского сегмента фундамента платформы (см. рис.4-8). От этой системы к северо-западу отходили многочисленные более короткие апофизы, достигавшие нынешних Ладожского, Онежского озер и Белого моря, Кандалакшский залив которого наследует один из этих рифтов. Юго-восточная ветвь Среднерусской системы, включающая Пачелм- ский авлакоген, прошла вдоль границы Сарматского и Волго-Уральского сегментов; тем самым «закрепилась» трехчленная сегментация фундамента, выявленная С.В.Богдановой (см. рис.4-7). Другая крупная и сложная рифтовая система - Восточно-Русская, меридионального простирания, протянулась вдоль восточной окраины современной платформы и западного склона Урала. В позднем рифее с началом раскрытия Палеоазиатского океана она превратилась из собственно континентальной в окраинно-континентальную и частично на ее основе образовалась уральская пассивная окраина Восточно-Европейского континента.
Тем временем вдоль северо-восточного края платформы в неопротерозое развивался подвижный пояс Тиманид, охватывавший южную часть Баренцева моря, Канин-Тиманский кряж и Печорскую синеклизу. Далее на восток он, вероятно, пересекал будущий Полярный Урал и сливался с Палеоазиатским океаном (см. гл.5). Развитие этого пояса, отделившего от эпикарель- ской платформы Свальбардскую плиту, закончилось в венде-раннем кембрии складчатостью, метаморфизмом (в основном зелеиосланцевым), внедрением большого числа мелких плутонов основных и среднего состава магматитов, вплоть до субщелочпых, и надвиганием вдоль окраин п-вов Варангер и Кольского и Тиманского кряжа па край древней платформы. Складчатая система тиманид составила фундамент Тима- но-Печорской плиты, нарастившей более древнюю платформу.
С неопротерозоя становится возможным восстановить и историю Центральной и Западной Европы. В ее пределах, правда, известны и небольшие фрагменты раннедокембрийской коры - в северной Арморике и Ла-Манше, в Кантабрийско-Аквитанском микроконтиненте - обломки то ли Лаврентии, то ли Западной Гондваны, «застрявшие» здесь при распаде Родинии, но они не дают оснований для сколько-нибудь достоверны х р е ко и стр у к ц и й.
Большая часть будущей Западно-Европейской платформы от Центральной Ирландии до Южной Польши, а также находящаяся уже за пределами этой платформы Мёзийекая плита представляли в неопротерозое широкую активную окраину Западной Гопд- ваны с вулканическими дугами, окраинными морями и зонами субдукции, наклоненными к югу, со стороны океана - западного продолжения Прототетиса, переходившего па западе в прото-Япетус, вклинивавшийся между Лаврентией и Амазонией. Ось спрединга этого океана более или менее уверенно намечается лишь в одном районе - на о. Англси у северного побережья Уэльса; ее дальнейшее протяжение к западу и востоку проблематично: несколько более молодые, венд-ран- некембрийские офиолиты появляются в Южных Карпатах и Северных Балканах. В пределах же гондванской окраины Прототетиса присутствовали отдельные, видимо сравнительно небольшие фрагменты раннедокембрийской континентальной коры, уже упоминавшиеся выше.
Закончилось активное развитие европейской окраины Гондваны двумя фазами кадомского орогенеза, на рубеже 620-600 и 570-540 млн лет т.н., выразившимися в интенсивной складчатости, неравномерно проявленном, обычно зеленосланцевом метаморфизме и образовании относительно небольших плутонов гра- нитоидов. В итоге в начале кембрия на месте неопро- терозойской активной окраины Гондваны возникла пе- ригондванская эпикадомская платформа, на востоке примкнувшая к древней Восточно-Европейской платформе вдоль обозначившейся уже в это время линии Тейсейра-Торнквиста. А на западе эта новообразованная платформа примкнула к другой древней платформе - Лаврентии (Северная Америка+Гренлаидия).
Восточно-Европейская платформа в позднем венде вступила в плитную стадию своего развития. Ее главной внутренней структурой стала в венде-силуре Балтийско-Московская синеклиза, образованная на основе Среднерусской рифтовой системы. Она отделила Балтийский щит от Сарматского, все еще объединявшего Украинский и Воронежский массивы.
К рубежу венда и кембрия относится одно из важнейших событий в геологической истории Европы - ее отделение от Лаврентии с образованием между ними океана Япетус, породившего затем каледониды Северо-Западной Европы. Этому событию предшествовало в венде внедрение роев основных даек, ныне сохранившихся на Лабрадоре, Ньюфаундленде и в Скандинавии.
Центральная Ирландия, Уэльс и Северная Англия превратились в южную пассивную окраину Япетуса, подстилаемую кадомским складчатым комплексом пе- ригондванской платформы. Северная окраина Япетуса возникла на краю Лаврентии, относительно неизмененный фрагмент которой сохранился в Гебридском массиве на крайнем северо-западе Шотландии. Впоследствии ее деформированные образования дали начало метаморфическим каледонидам Британских островов, а их аналоги - нижним и средним аллохтонным комплексам Скандинавских каледонид.
В раннем и среднем кембрии Япетус, вероятно, представлял океан атлантического типа, т.е. все его окраины были пассивными. Предполагается, что в среднем кембрии ширина Япетуса достигла нескольких тысяч километров. В позднем кембрии - начале ордовика в этом океане возникли энсиматические вулканические дуги, а между ближайшими к континентальным окраинам дугами и этими окраинами - краевые моря с океанской корой. Чуть позже, в позднем арени- ге - лланвирне произошло первое столкновение вулканических дуг с окраиной Лаврентии в Шотландии и Ирландии и с окраиной Балтики в Скандинавии, сопровождавшееся обдукцией офиолитов основания дуг и краевых морей на эти окраины. Данное событие получило название грампианского орогенеза в Британии и финнмаркского в Скандинавии. Оно привело к становлению сложной покровно-надвиговой структуры, региональному метаморфизму и гранитообразованию Северных нагорий Шотландии и области Коннемара на севере Ирландии и нашло отражение в структуре Верхнего аллохтонного комплекса Скандинавских ка- ледонид. После грампианско-финнмаркского орогенеза ширина Япетуса сократилась, по палеомагнитным данным, от 5000 км в начале ордовика до 3300 км в середине ордовика (рис.4-27).
В континентальной Западной и Центральной Европе кембрийский период был в основном периодом континентального рифтогенеза с деструкцией эпика- домского консолидированного основания и характерным магматизмом. На рубеже кембрия и ордовика произошло общее оживление тектонической активности и начались серьезные изменения тектонической и вообще геодинамической обстановки. Началось отделение эпикадомской платформы от Гондваны и Балтики и превращение ее в самостоятельный континент, дрейфовавший в течение ордовика из высоких южных широт в низкие со скоростью порядка 8 см/год. Этот континент испытал дальнейшее дробление в среднем ордовике в связи с образованием бассейна с океанской корой, ныне фрагментарно сохранившейся в сутуре, проходящей от мыса Лизард в Корнуолле на Гиссен и Гарц на юге Реногерцинской зоны и далее к Совьим горам в Западных Судетах. Юго-западное продолжение этой сутуры усматривается в аналогичной сутуре, отделяющей иберийскую зону Осса-Морена от Южно- Португальской зоны (ее современный изгиб вторичен и связан с позднегерцинеким орогенезом - см. ниже). Соответствующий океанский бассейн получил название Реикума, так же как и Тетис и Япетус, позаимствованное из греческой мифологии. Микроконтинент, обособившийся между Япетусом и Реикумом был назван А валонией (от п-ова Авалон на востоке Ньюфаундленда), а его европейская часть - Восточной Авало- нией.
Авалония отделилась в ордовике не только от остальной эпикадомской платформы Европы, но и от Балтики (рис.4-28); между ней и Балтикой образовался еще один бассейн с океанской корой, получивший название моря Торнквиста. Название это связано с тем, что его восточным ограничением служил линеамент Тейсейра-Торнквиста. Вдоль него в ордовике - начале девона простиралась пассивная окраина Восточно- Европейского континента. Положение же сутуры, отвечающей закрытию моря Торнквиста, начавшемуся в конце ордовика, остается точно не известным - она могла протягиваться из северо-восточной Англии к Брабантскому массиву и далее либо в Западные Судеты (сливаясь здесь с сутурой Реикума), либо в Краковскую зону дислокаций. Последнее менее вероятно, так как раннепалеозойская фауна Верхнесилезского микроконтинента, лежащего западнее этой зоны, как и Малопольского - к востоку от нее, носит балтийский, а не гондванский характер. Во всяком случае, ордовикские островодужные вулканиты северо-восточной Англии и Брабанта свидетельствуют о субдукции коры моря Торнквиста в юго-западном направлении, под Авалонию (рис.4-29). Эта вулканическая дуга и соответствующая зона субдукции продолжалась в раннем и среднем ордовике к западу в Озерный район Северной Англии, в Северный Уэльс и далее в Ирландию.
Примерно одновременно с океаном (или окраинным морем - см. ниже) Реикум, но южнее, и опять-таки за счет раздробления эпикадомской перигондванской платформы, на территории будущей Европы возник еще один бассейн с океанской корой, называемый Теи- кумом.
Ему отвечает сутура, простирающаяся через Армориканский, Центральный Французский и северную часть Богемского массива и ограничивающая с юга Саксотюрингскую зону герцинид. Она также находит продолжение на Иберийском п-ове в виде сутуры между зонами Осса-Морена и Центрально-Иберийской, отчлененной сдвигом вдоль западной окраины полуострова. С этой сутурой связана девонская обдукция ордовикских офиолитов на край Центрально-Иберийской зоны.
С образованием бассейна Теикум произошло отделение от эпикадомской платформы еще одного микроконтинента - Арморики, находящего свое восточное продолжение в Среднегерманском кристаллическом поднятии.
К югу от бассейна Теикум оказывается расположенным Кантабрийско-Аквитанский микроконтинент, южные части Центрального Французского и Богемского массивов, а также Гельветская зона Альп с Внешними кристаллическими массивами и Внешняя, фли- шевая зона Карпат. Это, очевидно, был еще один фрагмент эпикадомской перигондванской платформы, но отделившийся от Гондваны вместе с более северными фрагментами еще в конце неопротерозоя. О последнем свидетельствует присутствие офиолитов скорее всего венд(или позднерифейско)-раннекембрийского возраста в Пеннинской и Австро-Альпийской зонах Альп, в Гемерской зоне Западных Карпат, в Южных Карпатах и Северных Балканах (Стара-Планина, см. гл.11). Эти офиолиты отвечают уже океанской коре Прототетиса, по отношению к которому Теикум и Реикум должны были представлять окраинные моря, Южные Альпы вместе с Апеннинским п-овом, включая Калабрию, Южная Сардиния и Внешние Динариды отвечали в это время, очевидно, пассивной окраине собственно Гонд- ваны. Юго-западное продолжение Прототетиса следует искать, видимо, уже в Африке, где в Анти-Атласе известны офиолиты позднепротерозойского возраста,





Граница лланвирн-лландейло
-464 млн лет



Рис. 4-27. Палеогеографические реконструкции, иллюстрирующие палеозойскую аккрецию ключевых террейнов
в зоне лииеамента Тейсейра-Торнквиста (по Т.Торсвику из работы Т.Фарао)
AR - Европейские варисские массивы, включая Арморику, Иберию и Богемию; AV - террейн Авалония; В - террейн Богемия; ВА - террейн Баренция; NCB - Северо-Китайский блок; SCB - Южно-Китайский блок








а юго-восточное - в Аравии и/или Закавказье, где недавно установлен рифейский возраст офиолитов Дзи- рульского массива (Г.С.Закариадзе).
Таким образом, в ордовике на площади континентальной Западной и Центральной Европы наметилось существование трех самостоятельных микроконтинентов первоначально гондванского происхождения - Авалонии, Арморики и Кантабро-Богемии, разделенных Реикумом и Теикумом и отделенных Япетусом от Лаврентии, морем Торнквиста от Балтики и Прототе- тисом от Гондваны. Реикум и Теикум продолжали расшириться в силуре и раннем девоне, а Япетус и море Торнквиста, напротив, испытывать прогрессирующее сокращение, первый со среднего, второй - с позднего ордовика. В позднем ордовике в Ирландии, Шотландии и на Шпицбергене, одновременно с таконским орогенезом в Аппалачах проявились деформации, обдук- ция офиолитов и их метаморфизм высоких давлений, связанный с погружением этой окраины Лаврентии под вулканическую дугу, с ней столкнувшуюся. Позднее эта новообразованная Грампианская окраина была надстроена магматической дугой, южнее которой находился преддуговой бассейн и глубоководный желоб в районе Срединной долины и Южных нагорий Шотландии. Они располагались над наклоненной к северу зоной
субдукции, в которой в течение позднего ордовика и силура шло активное поглощение остаточной коры Япетуса с образованием мощной аккреционной призмы в будущих Южных нагорьях.
В позднем же ордовике прекратилась вулканическая активность вдоль северного края Восточной Авалонии на Британских о-вах. По предположению К.Пикеринга и А.Смита, это было связано с уходом здесь оси спрединга и срединного хребта Япетуса под Ава- лонию, которая с того времени стала южной окраиной той же литосферной плиты, что и Лаврентия.
Коллизия Лаврентии и Авалонии в пределах Британских о-вов завершилась в среднем силуре - начале девона. Предполагается, что эта коллизия была косой, с левосдвиговой компонентой, и осложнялась фазой растяжения. Эта коллизия отозвалась и в Северных нагорьях Шотландии, в частности, активизацией движений по Мойнскому надвигу, образованием сдвигов и внедрением плутонов гранитоидов (рис.4-30).
Скандинавская окраина Балтики после финнмар- кского орогенеза местами подверглась вторичному растяжению с образованием краевых или задуговых бассейнов с океанской корой, судя по присутствию позднеордовикских офиолитов. Главная эпоха орогенеза Скандинавских каледонид началась в силуре, в позднем

Восточная
Авалония              Балтика

alt="" />


лландовери, и продолжалась до раннего девона включительно. Она получила название скандской эпохи, была связана с коллизией Лаврентии и Балтики вдоль наклоненной к северо-западу зоны субдукции и привела к окончательному становлению сложного пакета тектонических покровов, перекрывающих склон Балтийского щита. В этом пакете Нижний и Средний аллохтонные комплексы представлены отложениями, принадлежавшими окраине Балтики, а Верхний и Са
мый Верхний комплексы образованы породами океанского (офиолиты) и островодужного происхождения, первоначально возникшими в Япетусе ближе к Лаврентии, чем к Балтике. Самый Верхний аллохтон в Норвегии включает также кристаллические породы докембрия гренвильского возраста; они слагают здесь Ютунский покров, непосредственно надвинутый на Свеконорвежский мегаблок фундамента Балтийского щита.

К А*





Рис. 4-30. Структура Британских каледонид (вверху) и их плитно-тектоническая интерпретация (внизу) (из книги Р.Шёненберга и Й.Нейгебауэра)
Черным показана океанская кора. H.B.F. - Пограничный разлом Высоких нагорий: Н.В.С. - комплекс Высоких нагорий; S.U.F. - Пограничный разлом Южных нагорий: В.О. - офиолиты Баллантре

На Шпицбергене основные каледонские деформации, метаморфизм, достигший амфиболитовой фации и гранитообразование имели место в позднем ордовике-силуре (лланвирн-лудлоу), но закончились лишь в начале среднего девона. К этому времени сложился тот коллаж террейнов, разделенных левыми сдвигами, который в настоящее время и образует этот архипелаг.
Сокращение ширины океанского бассейна между Восточной Авалонией и Балтикой - «моря Торнквис- га» также началось еще в позднем ордовике и закончилось в раннем девоне. При этом линеамент'Тейсей- ра-Торнквиста с середины ордовика играл роль трансформного ограничения бассейна, а северо-западнее, начиная с балтийского побережья Среднеевропейские каледониды были надвинуты (шарьированы) на погребенный выступ Балтийского щита - Южнодатское поднятие (Рингкёбинг-Фюн) с образованием Каледонского деформационного фронта и передового прогиба в силуре, (см. рис.4-29). Закрытие «моря Торнквиста» связывается с субдукцией его коры к востоку-северо- востоку, следы чего усматриваются в сейсмических профилях.
После спада сжимающих напряжений и затухания складчато-надвиговых дислокаций началось растяжение, движения по сбросам и образование несогласно наложенных на покровно-складчатые структуры межгорных впадин, заполнявшихся континентальной красноцветной мелассой, известной как «древний красный песчаник» (Олд Ред). Этот процесс начался местами уже в середине силура и продолжался до среднего девона включительно во всех звеньях европейских каледонид (рис.4-31). Он свидетельствует одновременно о возникновении горного рельефа и существенном утолщении континентальной коры, которое, однако, затем сменилось ее постколлизиониым растяжением, наиболее отчетливо выявленным в последнее время в каледонидах Норвегии.
К концу среднего - началу позднего девона относятся заключительные деформании каледонид, затронувшие и отложения Олд Реда. Это так называемая свальбардская фаза тектогенеза, названная по ее проявлениям на Шпицбергене. После нее на пространстве каледонской Палеоевропы установился платформенный режим, хотя и не исключавший блоковых подвижек фундамента, особенно наглядно выраженных на Британских островах.
В пределах внекаледонской Западной и Центральной Европы в позднем силуре также начался рост тектонической и магматической активности, который достиг кульминации в среднем девоне, в так называемую лигерийскую эпоху. Эта эпоха деформаций, с одной стороны, совпадала с акадской эпохой орогенеза в Аппалачах и, с другой стороны, со свальбардской эпохой в европейских каледонидах. Но если последняя была заключительной эпохой (фазой) каледонского тектогенеза, то лигерийская эпоха оказалась начальной эпохой формирования европейских герцинид. Она была вызвана, очевидно, субдукцией коры океана Те- икум под Арморику и ее восточное продолжение. Она сопровождалась обдукцией офиолитов, высокотемпературным метаморфизмом и гранитизацией и привела к образованию центральной зоны поднятий герцинс- кого орогена Европы, включавшей юг Армориканского массива, север Центрального массива, юг Богемского массива и Гельветскую зону Альп.
Закончившаяся в начале девона коллизия Лаврентии, Балтики и Восточной Авалонии привела к объединению Северной Америки и Европы в единый материк - Еврамерику или Лавруссию. На востоке этот материк граничил с возникшим в ордовике Уральским окраинным морем Палеоазиатского океана. В этом бассейне уже в позднем ордовике возникла Тагильская энсиматическая вулканическая дуга, а в силуре южнее - Магнитогорская дуга.
Восточно-Европейская платформа в начале девона пережила почти всеобщее поднятие, приметным исключением на фоне которого явилось погружение Прикаспийской впадины. Сама эта впадина с корой субокеанского, если не океанского типа являлась, вероятно, реликтом неопротерозойского окраинного моря Палеоазиатского океана и испытывала опускание уже в раннем палеозое и силуре, судя по присутствию отложений этого возраста в ее сверо-западном, северном и северо-восточном обрамлении. Такова версия Ю.А.Во- ложа. По другой версии (С.В.Аплонов), глубоководная впадина с корой океанского типа возникла здесь лишь во второй половине девона, когда внутриконти- нентальный рифтинг перешел в локализованный спре- динг. Мнение о девонском возрасте впадины высказывается и некоторыми другими исследователями. Не исключено, что первоначальный рифтинг мог иметь место в рифее, одновременно с Пачелмским авлакоге- ном, открывающимся во впадину, а повторный - в девоне.
Во второй половине девона Восточно-Европейская древняя платформа и ее более молодое обрамление вступили в фазу активного рифтообразования. В это время на востоке образовалась параллельная Уралу Баренцевско-Каспийская рифтовая система, включавшая Восточно-Баренцевский рифт, Печоро-Колвин- ский рифт на севере и рифты восточной периферии платформы, частично наследовавшие аналогичныери- фейские структуры. А на юге платформы возникла Припятско-Днепровско-Донецкая рифтовая система, углублявшаяся к востоку и в Закаспии сочленявшаяся с Палеоазиатским океаном. С образованием этой системы Сарматский щит распался на Украинский щит и Белорусско-Воронежскую антеклизу. Балтийско-Мо- />



420
390
ziizsz
350
Каледониды





сковская раннепалеозойская синеклиза разделилась вновь образованным меридиональным поднятием, протянувшимся от Прибалтики к Украине. Московская и примыкавшая к ней Мезенская синеклизы теперь открывались на восток, где опускания охватили ранее воздымавшийся Волго-Уральский щит, превратив его в погребенное поднятие. А балтийская часть раннепалеозойской впадины превратилась в залив, центрикли- наль Польско-Германской впадины.
Подвижный пояс Западной и Центральной Европы продолжил в девоне и раннем карбоне свое активное развитие. Саксотюрингская и Реногерцинская зоны, разделенные Северо-Армориканским и Среднегерманским поднятиями, оставались в девоне глубоководными бассейнами, заполнявшимися мощной черносланцевой формацией, накопление которой прерывалось, особенно в первой из этих зон, бимодальным спилито-кератофировым подводным вулканизмом. В начале карбона Саксотюрингская зона испытала первые складчато-надвиговые деформации так называемой бретонской фазы, наиболее ярко проявленной в Центральной Арморике. Отложения нижнего карбона - так называемый кульм - здесь носят характер, переходный от флиша к морской молассс. Среднегерманское поднятие под влиянием субдукции с севера коры Реногерцинской зоны превратилось в раннем карбоне в магматическую дугу. В самой Реногерцинской зоне деформации начались несколько позднее, уже в конце раннего карбона, последовательно распространяясь к северу в течение намюра (судетская фаза). Кульм с его турбидитами и олистостромами представляет в этой зоне еще собственно флишевую формацию (олистостромы в позднем визе возникли и в Саксотю- рингской зоне).
К намюру относится образование передового прогиба - «Угольного канала Европы». Угленосная мо- ласса вестфала была дислоцирована в конце среднего карбона; на ней несогласно залегает безугольный красноцветный стефан, в свою очередь затронутый уже относительно слабыми заальскими деформациями середины ранней перми. В итоге к концу карбона северное крыло европейского герцинского орогена приобрело свою общую северо-вергентную структуру.
Южное крыло орогена, более узкое и обнаженное более фрагментарно - на западе Астурии, в Пиренеях, в Монтань-Нуар на юге Центрального Французского массива, в Альпах, на юге Богемского массива, в Карпатах и фундаменте Паннонской впадины, первые интенсивные герцинские деформации испытало в середине визе. Они были вызваны поддвигом коры Палеоте- тиса, а затем коллизией с окраиной Гондваны, представленной, в частности, Южными Альпами, и сопровождались образованием южно-вергентных тектонических покровов, сдвиговыми перемещениями (транспрессия) и внедрением плутонов гранитоидов, в частности в сдвигово-раздвиговые полости.
Химизм позднепалеозойских гранитоидов обнаруживает любопытный контраст между гранитоидами основной части герцинского орогена, относящимися к коллизионному S-типу и гранитоидами Альп и Карпат, принадлежащими к 1-типу, характерному для активных континентальных окраин кордильерского типа. Этот контраст объясняется, очевидно, быстрым поглощением коры узких океанских бассейнов Рейку- ма и Теикума, в отличие от коры Палеотетиса. Несколько иное объяснение предложили авторы работы по гра- иитоидам В.Фингер и Г.Шрейер - они связывают образование гранитоидов 1-типа в Альпах-Карпатах с субдукцией коры реликтового залива Палеотетиса, возникшего после сдвига Гондваны к западу по отношению к Евразии. Так или иначе, коллизия Гондваны и Лавразии к западу от Апеннин привела к образованию Пангеи, а морские условия в конце карбона и перми сохранились лишь к востоку от восточного окон- чения Южных Альп и Апеннин, в Западном заливе Палеотетиса.
Особую проблему при интерпретации структурной эволюции европейских герцинид представляет формирование Иберо-Армориканской дуги. Современное толкование ее проис- хождения (Д.Рибейро и др.) основывается на идее, что оно было вызвано движением к северо-западу жесткого индентора, очевидно обломка Гондваны, представленного в настоящее время погребенным Кантабрийско-Аквитанским микроконтинентом.
Площадь, затронутая в позднем палеозое интенсивным герцинским орогенезом, не ограничивалась Западной и Центральной Европой, а распространялась далеко к юго-востоку вплоть до Черного и Каспийского морей. Она охватывала не только Западные, но и Восточные и Южные Карпаты, Балканский п-ов с Доб- руджей, Степной Крым, Предкавказье, северный склон и Главный хребет Большого Кавказа. Палеозойские толщи, затронутые герцинским орогенезом, выступают здесь в ядрах альпийских горных сооружений или вскрыты скважинами на прилегающих равнинных территориях Крыма и Северного Кавказа. Они включают офиолиты вендско-раннепалеозойского возраста, черносланцевые и карбонатные толщи среднего палеозоя, которые, в основном в судетскую эпоху конца раннего карбона, испытали интенсивные деформации, включая образование тектонических покровов, установленных в Карпатах и на северном склоне Большого Кавказа, региональный метаморфизм, достигающий амфиболитовой фации, в частности в Центральном Кавказе и Карпатах, формирование многочисленных плутонов гранитоидов. Подобно собственно европейским герци- нидам, на дислоцированный, в разной степени метаморфизованный и гранитизированный нижне-среднепалеозойский комплекс местами несогласно наложены молассы межгорных впадин с сероцветным угленосным средним карбоном, красноцветными верхним карбоном и пермью, а в северо-восточной Болгарии выявлен погребенный каменноугольный бассейн вестфальского возраста. Его аналогом является Зонгулдакский бассейн на севере Анатолии.
Погребенная зона развития черносланцевого девона и нижнего карбона, подстилаемого байкальским (равном кадомскому) зеленосланцевым комплексом с маломощным нижнепалеозойским чехлом, занимающая Степной Крым и Предкавказье, по своему положению и характеру во многом подобна Реногерцинс- кой зоне среднеевропейских герцинид и недаром была объединена с нею Г.Штилле под названием ренид. А в ее тылу на Большом Кавказе простирается уже зона глубокометаморфизованного и интенсивно гранитизи- рованного палеозоя (отдельные плутоны гранитов известны и в предыдущей зоне), в определенной степени сходная со Среднегерманским поднятием. Во многом аналогичные соотношения наблюдаются в Южных Карпатах между двумя группами герцинских покровов - внешней Дунайской и внутренней Гетской. Более подробно обо всем этом будет сказано в главе 11.
Одновременно с герцинским орогенезом Западной, Центральной и Южной Европы аналогичные процессы происходили к востоку от Восточно-Европейского континента, на Уральской окраине Палеоазиатского океана. Уральский орогенез развивался с юга на север и первые его проявления на Южном Урале относятся к середине позднего девона, т.е. чуть позже, чем в Европе. Главная эпоха коллизии Казахстано-Киргизского континента и его северного погребенного продолжения с Восточно-Европейским континентом наступила в среднем-позднем карбоне и продолжалась до конца перми (подробнее в разделе 5.1), сопровождаясь образованием на границе с платформой передового прогиба, наследовавшего положение континентального склона и подножья прежней пассивной окраины Восточной Европы. Между тем на ее крайнем северо-востоке, на Пай-Хое и Новой Земле орогенез проявился значительно позже, в послепермское время, завершившись лишь в конце триаса - начале юры, в раннекиммерийскую эпоху, надвиганием на Баренцево-Печорскую плиту.
В связи с тем, что в позднем палеозое произошло столкновение Казахстании не только с Восточной Европой - Балтикой, но и с Сибирью, Лавруссия через современное пространство Западной Сибири сомкнулась с Сибирским кратоном, образовав единый континентальный массив Лавразии, вместе с Гондваной составивший вегенеровскую Пангею.
В пределах самой Восточной Европы, ее Русской плиты, область наибольших погружений, очевидно, под влиянием орогенеза на Урале, сместилась из ее центральных в восточные районы - возникла обширная Восточно-Русская впадина, отделенная в конце карбона - начале перми от новообразованного Предураль- ского прогиба барьерном рифом.
В Днепровско-Донецком авлакогене активный рифтинг закончился в середине визейского века и сменился плавным погружением более широкой полосы, продолжавшимся до начала неогена. Эта полоса известна как Украинская синеклиза.
Восточное продолжение Днепровско-Донецкого авлакогена-современный Донецкий бассейн, накопив в карбоне мощную толщу угленосных, а выше - красноцветных отложений, испытал инверсию в ранней перми с образованием на его месте Донецкого кряжа. Далее на восток он продолжался в виде Донецко-Каспийской складчатой зоны, более известной как погребенный кряж Карпинского. Эта зона испытала значительное надвигание к северу на Прикаспийскую впадину. Сама Прикаспийская впадина пережила в девоне-перми сложную эволюцию. В девоне, карбоне и начале перми она представляла глубоководный бассейн, не компенсированный осадконакоплением и окруженный на юге и востоке карбонатными платформами. Ситуация резко изменилась в середине ранней перми в связи с возникновением на юге Донецко-Каспийского кряжа и более южных кавказских герцинид, изолировавших впадину от открытого моря Палеоте- тиса. Приток морских вод стал возможен лишь с запада и северо-востока, через узкие Преддонецкий и Пре- дуральский прогибы. В итоге, в условиях жаркого и сухого климата Прикаспийская впадина стала заполняться в кунгуре мощной, до 4 км, толщей солей, с которой в дальнейшем оказалась связанной ее столь ярко проявленная соляная тектоника. Заполнившись к началу поздней перми солями, Прикаспийская впадина превратилась в мелководный, временами осушавшийся бассейн, заполняемый мелкообломочными осадками небольшой мощности.
В середине триаса почти вся площадь Русской плиты оказалась выше уровня моря: закончился герцин- ский цикл накопления ее чехла.
Существенно иначе протекало развитие Тимано- Печорской плиты и ее продолжения в акваторию Баренцева моря. После девонской эпохи рифтинга, в течение позднего палеозоя здесь преобладало мелководно-морское карбонатонакопление с отдельными цепочками рифовых построек вдоль разломов и флексур. На этом, в общем спокойном фоне некоторое исключение составляла широкая рифтовая зона, развивавшаяся на юго-западе Баренцева моря, к северу от побережья Норвегии. В ней в карбоне накопилась толща эвапоритов, в дальнейшем давшая материал для образования соляных куполов.
В триасе, в полном контрасте с восходящими движениями на Русской и большей части Тимано-Пе- чорской плиты, акватория Баренцева моря стала испытывать интенсивное погружение и накопила более 3 км терригенных мелководно-морских, а частично континентальных осадков.
В пределах Центральной и Западной Европы в середине ранней перми после завершения развития гер- цинских передовых и межгорных прогибов начал складываться новый структурный план, отвечавший эпи- герцинскому платформенному этапу эволюции ее территории. Западно-Европейская эпигерцинская платформа распространилась к северо-западу на площадь эпикаледонской платформы, а на континенте - на западную и северную части будущего альпийского пояса, оставшиеся за пределами залива Палеотетиса. Северная граница последнего проходила от крайней восточной части Южных Альп и южного склона Западных Карпат к восточному склону Сербо-Македонского и южному - Родопского массива.
Платформенный режим установился в конце палеозоя и в широкой полосе к югу от древней Восточно-Европейской платформы, полосе, включавшей Степной Крым, Предкавказье и северный склон Большого Кавказа, известный под названием Скифской платформы.
Главным структурным элементом Западно-Европейской платформы явилась Североморско-Германско- Польская впадина (синеклиза), распространявшаяся на восток до южной Прибалтики. Первоначально, во второй половине ранней перми образовались две широтные впадины - одна в северной части Северного моря, другая - в южной части и прилегающей полосе Польско-Германской низменности. Их разделяло Центральное поднятие Северного моря, продолжавшееся к востоку Южно-Датским (Рингкёбинг-Фюн) поднятием. В южной впадине уже в конце ранней перми наряду с красноцветами отлагались эвапориты. В начале поздней перми Североморско-Германо-Польская синеклиза превратилась в огромный солеродный «Цех- штейновый» бассейн, в котором прежнее широтное поднятие играло роль подводного барьера с карбонатно-сульфатным, а не галогенным осадконакоплением. В начале триаса в североморской части бассейна возникла мощная рифтовая система меридионального простирания, продолжавшая свое развитие до раннего мела включительно. В лейасе на площади бассейна установился нормальный морской режим, который затем сохранялся в Северном море до современной эпохи, а в континентальной части бассейна - до миоцена включительно. В байосе в центральной части Северного моря, на тройном сочленении рифтов произошла мощная вспышка щелочно-базальтового вулканизма, связываемая с действием мантийного плюма.
К концу ранней и к поздней перми относится заложение и остальных крупных впадин Западно-Европейской платформы: Парижского и Аквитанского бассейнов, Южно-Германской и Центрально-Иберийской впадин. Вдоль северо-восточной границы молодой платформы - линии Тейсейра-Торнквиста в это же время обособился Датско-Польский прогиб.
Для всей площади платформы чрезвычайно характерно «германотипное» трехчленное строение триасового разреза (которому эта система и обязана своим названием): континентальный песчаный нижний триас, континентально-морской с развитием карбонатов средний триас и так же континентально-морской пестроцветный глинисто-карбонатный верхний триас. В верхах нижнего, в среднем и особенно верхнем триасе были развиты эвапориты. Наиболее значительным их накопление было в Аквитанском бассейне, где именно с ними оказалось связанным проявление соляной тектоники.
Германотипное развитие триаса свойственно и внешним зонам Альп и Карпат, Мёзийской плите с Пред- балканьем, Степному Крыму и Предкавказью, в последнем регионе - за исключением возникшей в позднем триасе рифтовой зоны на Кубани с продолжением в Азовское море. Местами в триасе наблюдались базальтовые излияния внутриплитного характера, в частности в Аквитанском бассейне.
В юго-восточной Европе на рубеже триаса и юры заметно проявились деформации сжатия, связанные с раннекиммерийской эпохой тектогенеза. Наиболее интенсивно - на Мёзийской плите (см. гл. 11), в Северной Добрудже, в Крыму, на Большом Кавказе, в Азовском море и Западном Предкавказье, где с ними была связана инверсия раннеобразованных рифтовых прогибов, в Донецко-Каспийской зоне и ее мангышлакс- ком продолжении, где эти деформации были заключительными и после них «Кряж Карпинского» превратился в погребенную структуру.
В юре (рис.4-32) на Западно-Европейской платформе практически повсеместно преобладали условия открытого моря с накоплением карбонатно-терригенных осадков, но в конце периода началась регрессия и на юге Предкавказья - накопление эвапоритов.
В раннем мелу (рис.4-33) в обстановке регрессии на большей части площади платформы отлагались континентальные осадки (так называемый вельд); с приближением кТетису они замещались морскими карбонатами, в барреме-апте в юго-восточной Франции - рудистовыми известняками ургонской фации, вообще характерными для Средиземноморья (и Карибского бассейна, см.выше!). В конце раннего мела регрессия сменилась трансгрессией, и в позднем мелу широчайшее распространение получила формация писчего мела и мергелей.






Рис. 4-32. Ранне- и среднеюрская палеотектоническая карта Западной и Центральной Европы (по П.Циглеру)
1 - области денудации; 2 - области без крупных перерывов в осадконакоплении перед средней юрой: 3 - среднеюрские отложения, распространенные за пределами края раннеюрского бассейна; 4 - магматическая активность в байосе-бате; 5-8 - среднеюрская эрозия, срезающая отложения: 5 - нижней юры, б - триаса, 7 - перми, 8 - допермские или фундамент

9
X*T to







Рис. 4-33. Предисловия геологическая карта Западной и Центральной Европы (по П.Циглеру)
1 - верхняя юра: 2 - средняя и нижняя юра; 3 - триас; 4 - палеозой, слабо деформированный; 5 - докембрийские щиты; б - каледониды: 7 - варисциды; 8 - океанские бассейны; 9 - пермские соляные диапиры; 10 - континентальный склон; 11- фронт альпийских деформаций




Рис. 4-34. Предкайнозойская геологическая карта Западной и Центральной Европы (по П.Циглеру)
1 - верхний мел: 2 - нижний мел; 3 - юра: 4 - триас: 5 - палеозой, слабо деформированный: 6 - докембрийские щиты: 7 - каледонские массивы; 8 - варисские массивы; 9- альпийский складчатый пояс; К) - океанские бассейны: 11 - континентальный склон; 12 - фронт альпийских деформаций

Наряду со впадинами в пределах Западно-Европейской платформы существовали и поднятия, большая масть которых продолжала свое развитие в этом качестве и в кайнозое и даже заметно усилила свое возды- мание после эоцена, на неотектоническом этапе. Таковы Шотландские нагорья, Скандинавские горы, Арденны, Рейнские Сланцевые горы, Гарц, Армориканский, Центральный Французский, Богемский массивы, Во- гезы-Шварцвальд. В эпохи регрессии возникла почти непрерывная цепь поднятий, пересекавшая Европу от Арморики до Богемского массива включительно, а в эпохи трансгрессий она распадалась на самостоятельные острова.
В конце мела отдельные прогибы в пределах впадин платформы, выделявшиеся интенсивностью погружения, испытали инверсию под влиянием напряжений сжатия со стороны альпийского пояса и превратились в сложные валы (рис.4-34). Таковы Куяво-Поморская зона поднятий в Польше, возникшая на месте Датско- Польского пермо-мезозойского прогиба, вал Уилд- Булонне в северо-восточной части Англо-Парижского бассейна, Кельтиберийские цепи на Иберийском п-ове.
А в конце эоцена - олигоцене Западную Европу от Северного моря до Средиземного пересекла рифтовая система, включающая Нижнерейнский, Гессенский, Верхнерейнский, Бресский, Ронский грабены, заполнявшиеся в олигоцене-миоцене морскими, лагунными и континентальными, а в плиоцене - почти исключительно континентальными отложениями. Развитие этой рифтовой системы сопровождалось щелочнобазальтовым вулканизмом как непосредственно в ее пределах (Верхнерейнский грабен), так и на ее периферии - Центральный Французский, Богемский массивы.
Западно-Европейская система возникла на южном продолжении более древних рифтов Северного моря, включая на востоке раннепермский рифт Осло с его продолжением в проливе Скаггерак и южнее (грабен Хори). С другой стороны, эта система нашла свое южное продолжение в Алжиро-Прованском рифтовом бассейне Средиземного моря и еще южнее, в Северной Африке.
Восточно-Европейская древняя платформа во вторую половину триаса и в начале юры оставалась в основном областью размыва или локального континентального осадконакопления (Днепровско-Донецкая и Прикаспийская впадины, Предуральский прогиб). В конце ранней и в средней юре со стороны Крымско-Кавказского окраинного моря Тетиса начинает развиваться трансгрессия, которая в поздней юре распространяется и на центральные районы платформы, приведя к соединению южных морей с северными, занимавшими Баренцево-Печорский бассейн. Преобладали песчано-глинистые отложения, сменяясь на юге терригенно-карбонатными. После кратковременной регрессии в начале мела, погружения возобновились; в Баренцевоморской впадине произошла вспышка базальтового магматизма. В позднем мелу в Баренцево- Печорском регионе темп погружений замедлился, а на Русской плите они затронули лишь ее южную половину, где достигли амплитуды во многие сотни метров и привели к широкому накоплению формации мела и мергелей, распространившемуся и на молодую Скифскую платформу. В раннем палеогене область осадконакопления сократилась по сравнению с поздним мелом и кроме унаследованных Днепровско-Донецкой, Прикаспийской и Причерноморской впадин включала Симбирско-Саратовский прогиб на правобережье Волги. В составе осадков возросла роль песчано-глинистых отложений по сравнению с карбонатными.
Переход к олигоцену ознаменовался вовлечением в нарастающее поднятие уже большей части древней платформы. В олигоцене - раннем миоцене в Причерноморье и Предкавказье получило широкое распространение майкопская формация темных битуминозных глин, замещаемая севернее прибрежными, дельтовыми и аллювиальными песчаными отложениями. В течение миоцена и плиоцена область осадконакопления сократилась еще больше. Начиная с олигоцена она принадлежала уже Паратетису, а с позднего миоцена- его восточной части, периодически утрачивавшей связь со Средиземноморьем. Общая регрессивная тенденция нарушилась лишь акчагыльской трансгрессией в позднем плиоцене, когда морские воды через центральную Анатолию проникли в Каспий и распространились на бассейн Волги и ее притоков.
Современный рельеф Европы, как было недавно показано С.Клутингом, А.Никишиным и П.Циглером, сложился под влиянием напряжений сжатия, исходящих из Срединноатлантического хребта и Альпийского коллизионного пояса. Северная часть континента к тому же испытывает напряжения, связанные со спре- дингом в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана.
Литература
Гецен ВТ. Геодинамическая реконструкция развития Северо-Востока Европейской части СССР для по- зднепротерозойского этапа // Г еотектоника, 1991, №5,
с.26-37
Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г. М. и др. Структура и метаморфизм Беломорско-Лапландской коллизионной зоны // Г еотектоника, 1996, №1, с.63-75
Нефтегазоносные бассейны и регионы Сибири.
А.Э.Коиторович - ред. Новосибирск, 1999 (в восьми выпусках)
Международная Тектоническая карта Европы, м-б 1:5 000 000. В.Е.Хаин и ЮГ.Леонов - ред. 1998
Минц М.В., Глазнев В.Н., Каналов А.Н. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: Палеодинамика, структура коры и эволюция. М: Научный мир, 1996, 287 с.
Попков В.И. Тектоника запада Туранской плиты. М. 1992, 148 с.
Пучков В.Н. Образование Урало-Ыовоземельско- го складчатого пояса - результат неравномерной косоориентированной коллизии континентов // Геотектоника, 1996, №5, с.66-75
Пучков В.Н. Тектоника Урала. Современные представления // Геотектоника, 1997, №4, с.42-61
Чернышов Н.М., Ненахов В.М., Лебедев И.П., Страк Ю.Н. Модель геодинамического развития Воронежского массива в раннем докембрии // Геотектоника, 1997, №3, с.21-30
Чувашев П.И. Динамика развития Предуральско- го краевого прогиба // Геотектоника, 1997, №3, с.22-37
Abramovitz Т., Berthelsen A., Thybo Н. Proterozoic sutures and terranes of the southeastern Baltic Shield interpretated from BABEL deep seismic data // Tecto- nophys., 1997, v.270, №3-4, p.259-277
Ahall K.-J., Connelly J. Intermittent 1.53-1.13 Ga magmatism in western Baltica: age constraints and correlations within a postulated supercontinent II Precambr. Res., 1998, v.92, p.1-20
AhallK-J., Persson P.O., Skiold T Westward accretion of the Baltic Shield: implications from 1.6 Ga Amal-Horred belt, SW Sweden // Precambr. Res., 1995, v.70, p.235-251
Ahall K.-J., Cornell D.H., Armstrong R. Ion probe zircon dating of metasedimentary units across the Skagerrak: new constraints for early mesoproterozoic growth of the Baltic Shield // Precambr. Res., 1998, v.87, p.l 17-134
Bingen B., Boven A., Punzalau L. et al. Hornblende 40Ar/39Ar geochronology across terrane boundaries in the Sveconorwegian province of S. Norway 11 Precambr. Res., 1998, v.90, p.159-185
Bogdanova S.V., Pashkevich J.K., Gorbatchev R., Orlyuk M.R. Riphean rifting and major Palaeoproterozoic crustal boundaries in the basement of the East European Craton: geology and geophysics // Tectonophys., 1996, v.269, p.l-21
Bron D., Juklin C., Avarez-Marron J. et al. Crustal scale structure and evolution of an arc-continent collision zone in the southern Urals, Russia//Tectonics, 1998, v. 17, №2, p. 158-171
Caledonian-Appalachian Orogen. A.L.Harris, D.J.Fet- tes - eds. // Geol. Soc. Spec. Publ. №38, Oxford etc., Blackwell Sci. Publ., 1988, 630 p.
Cosca M.A., Mezger K., Essene E.J. The Baltica- Laurentia connection: Sveconorwegian (Grenvillian) metamorphism, cooling and unroofing in the Bamble sector, Norway // J. Geol., 1998, v.106, p.539-552
Encyclopedia of European and Asian Regional Geology. E.M. Moores, R.W.Fairbridge - eds. L. etc.: Chapman a. Hall, 1997, 804 p.
Fershtater G.B., Montero R., Borodina N.S. et al. Uralian magmatism: An overview // Tectonophys., 1997, v.276, p.87-102
Gee D.G., Johansson A., Ohta 7. et al. Grenvillian basement and a major unconformity within the Cale- donides of Nordaustlandet, Svalbard // Precambr. Res., 1995, v.70, p.215-234
Hoffmann N., Franke D. The Avalonia-Baltica suture in NE Germany - new constraints and alternative interpretations // Z. Geol. Wiss., 1997, v.25 (1/2), p.3-14
Lefort J.-P., Aragwal B.N.P. Of what is the centre of the Ibero-Armorican arc composed? // Earth Planet. Sci. Lett., 1999, v.302, p.71-81
Liegois J.-P. Berza T., Tatu M., Duchesne J.C. The Neoproterozoic Pan-African basement from the Alpine Lower Danubian system (South Carpathians, Romania) // Precambr. Res., 1996, v.80, p.281-301
Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulayev V.P., Sergeev S.A. et al. Archaean rocks from southeastern Karelia (Karelian granite-greenstone terrain) // Precambr. Res., 1993, v.62, p.375-397
Maslov A. V., Erdtmann B.D., Ivanov K.S. et al. The main tectonic events, depositional histsory, and the palaeogeography of the southern Urals during the Riphean- early Palaeozoic // Tectonophys., 1997, v.276, р.313-335
Matte Ph. Accretionary history and crustal evolution of the Variscan belt in Western Europe // Tectonophys., 1991, v.196, p.309-337
MeertJ.G., Torsvik T.H., EideE.A., Dahlgren S. Tectonic significance of the Fen Province, S. Norway: Constraints from geochronology and paleomagnetism // J. Geol., 1998, v.106, p.553-564
NikishinA.M., Ziegler P.A., Stephenson R.A. et al. Late Precambrian to Triassic history of the East European Craton: dynamics of sedimentary basins evolution // Tectonophys., 1996, v.268, p.23-63
Pharaoh T.C. Palaeozoic terranes and their lithosphere boundaries within the Trans-European Suture Zone (TESZ): a review //Tectonophys., 1999, v.314, p. 17-41
Pickering K., Smith A.G. Arcs and back-arc basins in the Early Paleozoic Iapetus Ocean // The Island Arc, 1995, №4, p.l-67
Poupinet G., Thouvenot F., Zolotov E.E. et al. Tele- seismic tomography across the Middle Urals: lithospheric trace of ancient continental collision //Tectonophys., 1997, v.276, p.19-33
Puchkov V.N. Structure and geodynamics of the Uralian orogen // Orogeny through time. J.-P.Burg, M.Ford -eds. 1997, p.201-234
PuchtclI.S., Arndt N. Т., Hofmann A. W. et al. Petrology of mafic lavas within the Onega Plateau, central Karelia: evidence for 2 Ga plume-related continental crustal growth in the Baltic Shield //Contrib. Mineral. Petrol., 1998, v. 130, №2, p. 134-153
Raumer J.V., Neubauer F. Late Precambrian and Paleozoic evolution of the Alpine Basins // Paleozoic- Mesozoic Geology in the Alpine Basins. Spring., v.93, p.625-639
Savelieva G.N., Nesbit R.W. A synthesis of the stratigraphic and tectonic setting of the Uralian ophiolites //J. Geol. Soc. London, 1996, v. 153, p.525-537
Schonenberg R.. Neugebauer J. Einfuhrung in die Geologie Europas 5 Auflage. Freiberg: Romback, 1987, 290 p.
Shchipansky A., BogdanovaS. V. TheSarmatian crustal segment: Precambrian-correlation between the Voronezh Massif and the Ukrainian Shield across the Dniepr-Donets Aulacogen // Tectonophys., 1996, v.268, p. 109-125
Sobornov K.O. Structural relationship of the northern Urals and adjacent basins // Pangea: global senvironment and resources. Can. Soc. Petrol. Geol., mem. 17, 1995, p.147-154
Stanner I.C. Oblique terrane assembly in the Late Paleoproterozoic during the Labradorian-Gothian orogeny in southern Scandinavia II J. Geol., 1996, v.104, p.341- 350
Steer D.N., Knapp J.H., Brown L.D. et al. Deep structure of the continental lithosphere in an unextended orogen: An explosive source seismic reflection profile in the Urals. Urals seismic Experiment and Integrated Srudies (URSEIS 1995)//Tectonics, 1998, v.17,№2, p.143-157 Tail J.A., Baehtadse V., Franke W.. S off el H.C. Geodynamic evolution of the European Variscan fold belt: palaeomagnetic and geological constraints // Geol. Rundschau, 1997, bd. 86, p.585-598
Torsvik T.H., Meert J.G. Early Proterozoic palaeomagnetic data from the Pechengazone (north-west Russia) and their bearing on Early Proterozoic palaeogeography //Geophys. J. Int., 1995, v. 122, p.520-536
Unrug R., Haranczyk C., Chocyk-Jaminska M. Easternmost Avalonian and Armorican - Cadomian terranes of central Europe and Caledonian-Variscan evolution of the polydeformed Krakow mobile belt: geological constraints//Tectonophys., 1999, v.302, p.133-157 Ziegler P.A. Geological Atlas of Western and Central Europe //The Hague: Shell Int. Petrol. Maatschappij, 1990, 239 p.
Ziegler P.A. European Cenozoic rift system //Tectonophys', 1992, v.208, p.91-111
<< | >>
Источник: Хайн В.Е.. ТЕКТОНИКА КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ (год 2000).. 2001

Еще по теме Основныеэтапы тектонического развития Европейского континента:

  1. Основные этапы тектонического развития Меланезии
  2. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКОГО ЭТАПА РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ ХАРАКТЕР ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
  3. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РАНИЕПАЛЕОЗОИСКОГО ЭТАПА РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ ХАРАКТЕР ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИИ
  4. §9. УЧЕНИЯ О РАЗВИТИИ И ТИПОЛОГИИ КУЛЬТУР В ЕВРОПЕЙСКОЙ НАУКЕ XIX - XX ВВ.
  5. Развитие европейских флотов в первой половине XVI в.
  6. Историческое развитие Океании после начала европейско-американской колонизации
  7. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА
  8. Глава 3 МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ ПРОШЛОГО
  9. ХАРАКТЕР ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
  10. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ
  11. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ОСАДКОВ НА КОНТИНЕНТАХ
  12. 3.8. Конвенция о выдаче европейского патента (Европейская патентная конвенция)
  13. § 3. ГИПОТЕЗЫ ГОРИЗОНТАЛЬНОГО ДВИЖЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ
  14. УСКОЛЬЗАЮЩИЕ КОНТИНЕНТЫ
  15. В ГЛУБЬ КОНТИНЕНТОВ