<<
>>

Анатолиды и Тавриды

Дальнейшее восточное продолжение рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса находится уже в Малой Азии, в Центральной и Южной Анатолии, к югу от охарактеризованной уже выше (см.

раздел 11.4) системы Понтид. Здесь в поперечном сечении данной ветви выделяется три мегазоны: Анатолиды, Анатолийско-Таврская «платформа» и Тавриды; последние граничат по надвигам с Аравийской плитой - отторженцем Гондваны (см. рис. 11-14).

Главным элементом в структуре Анатолид является офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан, традиционно рассматриваемая как продолжение аналогичной зоны Вардара Динарид-Эллинид. В ней широко развиты юрские (в основном?) офиолиты, нередко в виде меланжа -«Анкарский цветной меланж» (отсюда и пошел сам термин «меланж»), и меловой-эоцено- вый флиш. Однако в настоящее время считается, что зона Измир-Анкара продолжает лишь западную подзону зоны Вардара. Аналог ее восточной подзоны усматривается в более северной офиолитовой зоне, так называемой Интрапонтидской, в которой так же в виде меланжа присутствуют верхнеюрские-нижнемеловые офиолиты и глубоководные кремнисто-карбонатные отложения и верхнемеловой-палеоценовый флиш. Эта зона сливается на востоке, в районе Анкары, с основной зоной, следующей от Измира. А западнее их разделяет микроконтинент Сакарья, приравниваемый к срединному поднятию Пайкон зоны Вардара в Греции. Фундамент микроконтинента Сакарья образуют палеозойские метаморфиты, несогласно перекрытые верхним палеозоем, на котором, в свою очередь, несогласно залегают полого дислоцированные юрско- меловые породы карбонатной платформы. В туроне- сеноне на северный край микроконтинента были ша- рьированы офиолиты и началось накопление флиша с олистостромами в низах. Эти события были связаны с коллизией Сакарьи с южным краем Евразийской плиты, которая сопровождалась и региональным метаморфизмом.

Офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан находит свое продолжение в центральной части Малого Кавказа.

На юго-востоке последнего эта зона раздваивается - одна ветвь следует вдоль р.Акеры, а другая уходит в Зангезур и далее, пересекая р.Аракс, в Иранский Карадаг. Между ними обособляется Кафанский блок, представляющий фрагмент юрско-раннемеловой энсиалической вулканической дуги, аналогичной Артвино-Карабахской дуге северной части Малого Кавказа и гомолога блока Сакарья на северо-западе Анатолии. Офиолиты Малого Кавказа имеют поздне- пермско-раннемеловой возраст; на них залегает среднемеловой флиш, а в раннем сеноне, опять же подобно тому, что происходило в Анатолии, офиолитовая зона Малого Кавказа испытала интенсивнеое сжатие с об- дукцией офиолитов на смежные континентальные блоки. Карбонатный верхний сенон, палеоценовый флиш и вулканогенный эоцен запечатывают эти структуры.

Акеринская ветвь Малокавказской офиолитовой зоны по магнитным аномалиям предположительно прослеживается под кайнозойским чехлом к северу от Талыша, а Зангезуро-Карадагская ветвь скрывается под молодыми вулканитами Иранского Азербайджана. Можно предполагать, что она первоначально простиралась в южном обрамлении Эльбурса, где сейчас намечается существование сутуры, и что офиолиты Сабзевара к югу от восточного окончания Эльбурса принадлежали той же зоне.

В Анатолии к югу от западной части рассмотренной офиолитовой зоны располагается так называемая Тавро-Анатолийская платформа (см. рис. 11-14), вернее, микроконтинент. Его фундамент выступает в двух крупных массивах - Мендересском (запад) и Кирше- хирском (восток) и имеет трехчленное строение. Нижний ярус образуют в основном гранито-гнейсы протерозойского возраста, средний ярус слагают метатер- ригенные сланцы палеозоя, а верхний представлен мраморами с возрастом от верхней перми или триаса до мела включительно. С севера на эти массивы в позднем мелу были надвинуты офиолиты, а позднее они были интрудированы гранитами.

Континентальные блоки к югу от офиолитовой зоны находятся и на юге Малого Кавказа и в Иране. В первом регионе это Мисханский (Арзаканский) и Мегринский массивы.

Слагающие их фундамент метаморфические образования имеют заведомо додевонс- кий, а скорее всего и доордовикский возраст, но верхняя и, возможно, существенная часть метаморфического комплекса может принадлежать уже мезозою. Выполненный карбонатным верхним мелом, флише- вым палеоценом и вулканогенным эоценом Еревано- Ордубадский прогиб отделяет эту полосу поднятий от

северо-западного окончания Центрально-Иранского микроконтинента с его ордовикско-триасовым шельфово-карбонатным (в основном) чехлом. Этот микроконтинент на востоке граничит вдоль дугообразной, выпуклой к западу офиолитовой сутуры со своеобразным Лутским блоком, на востоке примыкающим к южному продолжению Урало-Оманского линеамента.

В Анатолии к югу от центральной полосы метаморфических массивов и вплоть до Средиземноморского побережья простирается покровно-складчатая система Таврид. Тавриды характеризуются южной вергентнос- тью (см. рис. 11 -15) и образуют две выпуклые к югу дуги, сочленяющиеся под острым углом на севере в так называемом углу Испарты. В Тавридах различают автохтонные (относительно!) и аллохтонные элементы; первые выступают в тектонических окнах и представляют неметаморфизованное продолжение двух верхних комплексов находящейся севернее «платформы», а вторые имеют различные корни. Наиболее западную группу образуютЛикийские покровы, окаймляющие с юга Мен- дересский массив, составляющие западную сторону «угла Испарты» и шарьированные на крупное поднятие автохтона Бейдаглары. В состав этих покровов входят позднемезозойские офиолиты, частично превращенные в меланж, и пермско-верхнемеловые образования как океанского бассейна, так и его южной пассивной окраины. Офиолиты происходят из Изми- ро-Анкарской зоны и были обдуцированы и переброшены через Мендересский массив в конце мела. В дальнейшем в деформации были вовлечены и породы палеоцен-эоцена, а последние движения относятся к миоцену.

Вторая группа покровов Таврид - покровы Антальи. Они слагают восточную сторону «угла Испарты», ограничиваясь с востока автохтонным карбонатным массивом Анамасдаг, а также образуют более внутреннюю зону западной стороны «угла», прилегая к автохтонному массиву Бейдаглары с противоположной по отношению к Ликийским покровам стороны.

В состав этих покровов входят верхнетриасовые-нижнемеловые офиолиты, часто в виде меланжа, а также глубоководные (радиоляриты и др.) и шельфовые (карбонаты) отложения триаса-мела. Образование покровов с об- дукцией офиолитов относится к Маастрихту-раннему эоцену. Происхождение покровов Антальи, офиолитов в частности, трактуется по-разному - от дальнего северного транспорта, подобно Ликийским покровам, или южного, и до признания их образования в небольшом бассейне с океанской корой и значительным числом карбонатных платформ на утоненной континентальной или океанской же коре - бассейне, в общем вписанном в «угол Испарты».

В восточном направлении покровная структура Таврид еще более усложняется. Связано это прежде

всего с тем, что Анатолийско-Таврская «платформа» расщепляется на два метаморфические массива-Мун- зур и Битлис, разделенные самостоятельным «интра- таврским» бассейном с корой океанского типа, и эти массивы сами вовлекаются в покровообразование. Офиолиты, происходящие из интратаврского бассейна, имеют триасовый (Т,?-Т3) и нижнемеловой возраст и сопровождаются верхнемеловым-нижнеэоценовым флишем; они претерпели местами метаморфизм высоких давлений-низких температур. В эоцене на месте этого бассейна образовалась сутура.

Наиболее южная группа покровов юго-восточной Анатолии состоит из тектонического чередования метаморфических (метаморфизм сенонский) и офиолито- вых (офиолиты маастрихтско-эоценовые) пластин. Нижняя из них подстилается, опять же тектонически, паравтохтонной миоценовой молассой, залегающей уже на краю Аравийской плиты. Таким образом, становление этой группы покровов, начавшееся в позднем эоцене, завершилось в позднем миоцене со столкновением Аравийской плиты с оформившимся к тому времени южным краем Евразии. На востоке, в районе турецко-иранской границы и между озерами Ван и Урмия все офиолитовые пояса Анатолии сливаются в один широкий пояс, отделяющий микроконтиненты Анатолии от Центрально-Иранского микроконтинента (Восточно-Анатолийский аккреционный комплекс на рисунке 11-14).

Фрагментом рассматриваемого сегмента юго-восточной ветви Альпийско-Гималайского пояса является еще о-в Кипр, расположенный к югу от Восточных Таврид и вторично отделенный от них Киликийской впадиной северо-восточного угла Средиземного моря (рис. 11-43).

Продолжением Киликийской впадины на суше в юго-восточной Турции служит прогиб Адана; он выполнен толщей олигоцен-четвертичных осадков значительной мощности.

В структуре Кипра естественно выделяются три зоны (рис. 11-44), разделенные южно-вергентными надвигами; с севера на юг это зоны Кирения, Троодос и Мамония. С юга Кипр ограничен активной зоной суб- дукции, представляющей восточное продолжение Эллинской зоны. На востоке она упирается в Левантский сдвиг - западное ограничение Аравийской плиты.

Зона Мамония, расположенная на западе и юго- западе острова, включает наиболее древний элемент его структуры - вулканогенно-осадочный комплекс позднетриасового возраста (вулканиты которого СОХ-типа), согласно перекрытый юрско-нижнемеловыми пелагическими кремнисто-карбонатными и тур- бидитовыми осадками. Эти образования находятся в тектоническом контакте сверхнемеловыми офиолита- ми того же возраста и типа, что и выступающие в смеж-

Рис. 11-43. Тектоническая схема Северо-Восточного Средиземноморья (по А.Робертсону)

1 - надвиги; 2 - зоны субдукции. На врезке современные границы плит

Рис. 11-44. Геологический профиль через о. Кипр (по К.А.Крылову)

/ - мезозойская океаническая кора Левантинской котловины и поднятия Эратосфен; 2 - современный аккреционный комплекс; 3 - кайнозойский аккреционный комплекс - терригенный меланж?; 4 - ультрамафиты офиолитов Троодоса; 5 - габбро офиолитов Троодо- са; 6 - дайковый комплекс офиолитов Троодоса, 7 - лавовый комплекс офиолитов Троодоса; 8 - олистострома Катикас - Кцпа - паравто- хтонный комплекс; 9- полимиктовый серпентинитовый меланж, содержащий блоки пород всех групп из состава аккреционного комплекса Мамония, образовался по дотроодосским офиолитам (К(-К2), позднее претерпел несколько этапов деформаций; 10 - мономшповый серпентинитовый меланж, сформирован по офиолитам Троодоса в момент надвигания на них комплекса Мамония; 11 - покров Диариэос - Т3-К, карбонатно-кремнисто-вулканогенные образования южной ветви Мезотетиса; 12 - покров Айос Фотиос - ТГК, карбонатно-кремпи- сто-терригенные отложения, формировавшиеся близ подножия континентального склона; 13 - кайнозойские карбонатные отложения неоавтохтона - K2ma-N; 14 - мезозойские терригенные комплексы Кирения нерасчлененные, включая эоценовые терригепные мсланжи: 15 - карбонатные мезозойские комплексы Кирения нерасчлененные; 16 - надвиги: а - кайнозойские в хребте Кирения, б - ранпекайпозой- ский комплекса Мамония на терригенный меланж; 17 - прочие разломы: а - сдвиги, разрывы, б - сбросы; 18 ~ линия надвига

ной с северо-востока зоне Троодос.

Последняя представляет поднятие, в котором и обнажается этот классический офиолитовый комплекс, на примере которого И.Гассом в 1968 г. было впервые показано тождество офиолитов и современной океанской коры. При этом любопытно, что впоследствии большинство исследователей пришло к выводу, что офиолиты Троодоса возникли не в обстановке срединно-океанского хребта, а в надсубдукционной зоне. Формировались эти офиолиты в туроне - раннем сеноне; они перекрыты глубоководными карбонатами кампана-эоцена, более мелководными - олигоцена и далее гипсами и рифовыми известняками миоцена. Зона Кирения соответствует одноименному хребту, протягивающемуся вдоль северного побережья острова. Она отделена от массива Троодос неглубоким молодым прогибом равнины Месаория, под которым, по данным бурения, офиолиты этого массива продолжаются до надвига, ограничивающего зону Кирения с юга. Саму эту зону образуют чешуи южной вергентности, сложенные мелководными карбонатами верхнетриасового-среднемелового возраста, деформированные в середине позднего мела и перекрытые затем пелагическими карбонатами ма- астрихта-палеоцена с бимодальными вулканитами и далее турбидитами эоцена. Затем последовала основная фаза деформаций и надвигообразования. В позднем олигоцене - миоцене иадвиговый пояс испытал растяжение и опускание с накоплением турбидитов и, наконец, тех же мессинских гипсов, что и южнее.

Тектоническая история Кипра поддается восстановлению начиная с перми, поскольку глыбы пермских мелководных карбонатов встречены в нижнепалеогеновых олистостромах хр. Кирения. Вместе сданными по комплексу Мамония это позволило заключить, что территория будущего Кипра начиная с этого времени и до середины мела представляла рифтогенную окраину Неотетиса. В середине мела здесь возникла внутриокеанская зона субдукции, в условиях которой и образовались офиолиты Троодоса. В кампане на северо-западном продолжении Кипра, в районе Хатая (Турция) - Баэр-Бассита (Сирия) произошло надвигание офиолитов на край Аравийской плиты, отзвуки чего наблюдаются и в зоне Кирения. Погружение возобновилось в Маастрихте, а южнее оно и не прекращалось, но тем временем блок океанской коры, включавший Троодос, испытал поворот на 90° против часовой стрелки, благодаря чему пластинчатые дайки Троодоса приобрели меридиональное простирание. В позднем эоцене произошло надвигание Кирении на Троодос, а в позднем миоцене-раннем плиоцене Кипр испытал растяжение. Наконец, в позднем плиоцене- квартере к зоне субдукции, окаймляющей Кипр с юга, подошел континентальный блок - поднятие Эратосфена -.обломок Африканского кратона, и это вызвало поднятие Кипра над уровнем моря - рождение современного острова.

Крупные события характеризуют и послеэоцено- вую историю Анатолии. В олигоцене почти вся ее площадь, за исключением крайнего юга, где перед фронтом продолжавших двигаться к югу покровов и на краю Аравийской плиты существовал прогиб с накоплением морской молассы. На фоне этого поднятия, вызванного общим сжатием, начало проявляться меридионально ориентированное растяжение с заложением широтной системы грабенов на периферии Эгейской впадины и более изометричных и менее глубоких депрессий во внутренних районах центральной Анатолии. Все эти процессы усилились в среднем миоцене, когда Аравийская плита откололась от Африканской и начала самостоятельно перемещаться к северу, оттесняя обособившуюся Анатолийскую микроплиту к западу. Это обособление произошло вдоль двух крупных сдвигов - широтного правого Северо-Анатолийского, достигающего на западе Эгейского моря к югу от п-ова Халкидики, и левого Восточно-Анатолийского северо-восточного простирания, сопрягающегося с первым на востоке Анатолии, находящего свое продолжение на Кавказе, а на юге ограничивающего Левантинский сдвиг (см. рис.11-43). Коллизия привела к окончательному становлению Лаврской системы покровов, закрытию молассовых прогибов и складчатым деформациям осадочного чехла северной окраины Аравийской плиты (рис. 11-45).

Одним из важнейших следствий столкновения Аравийской плиты с расколотой на микроплиты южной окраиной Евразии явилось мощное проявление наземного вулканизма, создавшего лавовые поля щелочных базальтоидов и крупные стратовулканы известковощелочной магмы не только в восточной Анатолии, но и в центральной и южной частях Малого Кавказа в южной Грузии, Армении, юго-западном Азербайджане, а также Иранском Азербайджане. Вулканы эти возвышаются над лавовыми плоскогорьями, лежащими на уровне 1,5-2,5 км, и достигают четырехкилометровой отметки (Нимруд, Арарат, Арагац, Савалан, Сахенд и др.). Некоторые из этих вулканов еще действовали в историческое время. 

<< | >>
Источник: Хайн В.Е.. ТЕКТОНИКА КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ (год 2000).. 2001

Еще по теме Анатолиды и Тавриды:

  1. 5.4. Стоимость воспроизводства и плата за природные ресурсы
  2. 5.3. Сравнительная экономическая оценка природных ресурсов
  3. 5.2. Абсолютная и экономическая оценки
  4. 5. ЭКОНОМИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ
  5. 5.1. Содержание экономической оценки
  6. 4.3. Основные направления научно-технического прогресса и их влияние на охрану окружающей среды и рациональное природопользование
  7. 4.2. Оценка ущерба от загрязнения окружающей среды
  8. 4. ПРИРОДОПОЛЬЗОВАНИЕ И НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ПРОГРЕСС
  9. 4.1. О критерии решения экологических проблем
  10. 3.5. Сочетание требования экологизации производственных процессов с требованиями экономического роста отраслей народного хозяйства
  11. 3.2. Возобновимые и невозобновимые ресурсы. Проблемы истощения. Основные пути предотвращения истощения природных ресурсов
  12. 3.3. Основные признаки естественных ресурсов, их классификация, как экономической категории
  13. 3.4. Основные виды и направления природопользования
  14. 3. ПЛАНИРОВАНИЕ ВОСПРОИЗВОДСТВА ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ
  15. 3.1. Понятие «природных ресурсов». Основные виды ресурсов
  16. 2.2. Всеобщие принципы природопользования
  17. 2.3. Проблемы природопользования в условиях расширенного воспроизводства
  18. 2.4. Частные принципы природопользования