dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

5. Восточно-Уральская мегазона отличает­ ся присутствием метаморфических комплексов, слагавших, вероятно, единый Восточно-Ураль­ ский микроконтинент [Пучков, 2000]. Местами

на микроконтиненте сохранился осадочный мел­

ководный, преимущественно карбонатно-терри­ генный чехол. Между блоками микроконтинен­

та присутствуют палеозойские океанические и

островодужные чешуи, приуроченные к суту­

рам, аллохтонным покровам и аккреционным

комплексам.

6.Зауральская мегазона, самая восточная

инаиболее погруженная, содержит ранне-сред­

некаменноугольные вулканиты и плутоны, свя­

занные с последним эпизодом субдукционного

магматизма. Мегазона срезается косыми сдви­

гами и надвигами, за которыми располагаются

"казахстаниды", т. е. хотя бы частично представ­

ляет зону коллизии Урала и Казахстанского кон­

тинента.

Мегазоны 3, 4 и 5 представляют внутрен­ нюю зону (core zone) в соответствии с рис. 7.2

[Moores, Twiss, 1995], но имеют совершенно раз­

личное содержание и возраст, омолаживаясь на

запад. На сейсмическом разрезе через Урал вид­

но его синформное сложение (рис. 7.5). Под пер­

выми тремя мегазонами прослеживается главная

поверхность срыва (детачмент) и система лист­

рических разломов, падающих на восток. Под Та­

гило-Магнитогорской и Восточно-Уральской ме­

газонами видны крупные взбросы со встречным западным падением. Ниже антиформыУралтау и западной части Тагило-Магнитогорской мегазоны

вьщеляется коромантийная смесь. Максимальная

мощность утолщенной коры достигает 55-60 км. Алтае-Саянский складчатый пояс

(рис. 7.6). Структуры Алтае-Саянской складчатой

области являются частью складчатых сооруже­ ний Центральной Азии, возникших в результате закрытия Палеоазиатского океана [Берзин и др., 1994]. Показанные на рис. 7.6 геологические ком­ плексы возникли в разных геодинамических об­ становках и образуют тектонические единицы разного размера, наиболее крупные из которых выделяются как блоки или терреЙны. Мозаично­ блоковая структура создана главным образом в

результате крупных сдвиговых перемещений в

позднепалеозойское время [Буслов, 1998]. Структуры начального (900-750 млн лет)

этапа развития Палеоазиатского океана сохрани­ лись лишь в обрамлении древнего Сибирского кратона (в Дербинском блоке - Д, см. рис. 7.6; Енисейском кряже, в Северном Прибайкалье за пределами рис. 7.6), а также по периферии Туви­ но-Монгольского континентального блока (ТМ на рис. 7.6). Наиболее распространенные комплек­ сы соответствуют раннему (островодужному),

коллизионному и позднему этапам.

Наиболее активное развитие вулканических островных дуг в Палеоазиатском океане проис­

ходило в венде и раннем-среднем кембрии. Наи­

более протяженная, хотя и деформированная, ос­ тровная дуга протягивается в Западной Монго­ лии, Восточном Саяне, по северному борту Западного Саяна, примыкая к вышеназванным Тувино-Монгольскому и Дербинскому блокам. Внешней (западной в современных координатах) границей этой дуги являются венд-кембрийские

аккреционные комплексы с фрагментами офио­

литов и высокобарических пород. Наиболее ши­ роко такие комплексы представлены в Западном Саяне (Северо-Саянский, Борусский, Куртуши­ бинский пояса и фрагменты на стыке Западного Саяна и Горного Алтая) [Добрецов, 1974;

(микроконтинент) и прилегающая часть верхнедеВОНСКО-НИJКнекаменноугольной остро­ вной дуги (Рудно-Алтайская зона). К юго-западу от них, отделенные Иртышской зоной. смятия, располагаются более молодые террейны, сфор­

мировавшиеся на месте Обь-Зайсанского океана, существовавшего в интервале ордовик-ранний

карбон. Позднепалеозойские интрузии, вулкани­

ты, метаморфические породы и молассы в этой

зоне характеризуют коллизионную и пост-колли­

зионную стадии.

Ниже мы рассмотрим структуру и эволю­ цию кратонов Лавразийской группы, в частности, Восточно-Европейского и Сибирского кратонов - древнейших фрагментов Евразийской плиты.

В структуре Восточно-Европейской пли­

ты (рис. 7.8) выделяются Балтийский и Украин­

ский щиты и Воронежский массив, тяготеющие

к северо-западному и южному краю кратона, и

погребенные массивы Волго-Уральской области,

а также Белорусский массив. Центральную часть

кратона занимают Московская и Мезенская си­ неклизы, окруженные блоками-выступами фун­

7.3. Докембрийские кратоны и особенности

докембрийской эволюции литосферы

Кроме Северо-Американского, Гренланд­ ского, Восточно-Европейского и Сибирского кра­ тонов (см. рис. 7.1), образующих Лавразийскую группу, существуют кратоны Гондванской груп­ пы - Южно-Американский, Африканский, Ара­

вийский, Индийский, Австралийский, Восточно­

Антарктический (см. рис. 1.1). Последний по вре­

мени суперконтинент Пангея распался в триасе-юре прежде всего в своей Лавразийской

части. В Гондванской группе континенты и мик­ роконтиненты делились более длительное время, в течение позднего триаса, юры и мела (см. рис. 1.15). В кайнозое началось собирание кон­

тинентов: произошло столкновение Индии и

Азии, сочленение Северной и Южной Америки, практически соединились Аляска и Северо-Вос­ точная Азия, началось сближение и столкнове­

ние Австралии и Юго-Восточной Азии. Вероят­

ное объединение в новый суперконтинент про­

изОЙдет. через 250 млн лет (см. рис. 1.15).

Такие расхождения и столкновения конти­ нентов в истории Земли происходили неоднок­

ратно, но всегда Лавразийская и Гондванская

группы сохраняли свою относительную самосто­

ятельность. Очевидно, отличается и раннедокем­ брийская история этих континентов. Например, в Гондванской группе распространены древние Мп-породы (гондиты), в Лавразийской группе - железистые осадки (магнетитовые кварциты, джеспилиты). Отличаются континенты этих

групп по распространенности коматиитов и свя­

занного с ними оруденения (большими в Гонд­

ванской группе), щелочных пород, гранитов типа

рапакиви.

дамента. Фундамент Пери-Каспийского бассей­

на имеет дискуссионную природу, возможно, это

реликт древней океанической плиты.

По составу и возрасту в структуре фундамен­

та остальной части плиты выделяются три сегмен­

та - Фенноскандия (наибольший сегмент), Сар­ матия (включающая Украинский и Воронежский массивы) и Волго-Уральский сегмент (см. рис. 7.8).

В структуре Фенноскандии выделяются несколь­

ко поясов, последовательно омолаживающихся с

северо-востока на юго-запад (рис. 7.9, а): 1) Карельский пояс, включающий архей (3.2- 2.7 млрд лет) и протерозой (2.5-2 .2 млрд лет); 2) пограничный пояс с возрастом 2.0-1 .89 млрд лет; 3) преобладающие Свекофеннские домены с возрастом 1.89-1.85 млрд лет, включающие не­ сколько гранулитовых поясов, в частности, При­ ладожский и Белорусско-Балтийский; 4) юго­ западное обрамление (Трансскандинавский и Западно-Литовский пояса) с возрастом 1.84-

1.65млрД лет [Bogdanova et аl., 1994, 1996].

Как видно на разрезе (см. рис. 7.9, в), на­

званные пояса имеют пологие надвиговые кон­

такты и пронизаны позднедокембрийскими инт­

рузиями - рапакиви-анортозитами с возрастом

1.8-1.75 млрд лет в Сарматии (Коростенский плу­ тон) и 1.58-1.5 млрд лет в Западно-Литовском по­ ясе; габбро и известково-щелочными плутонами,

ассоциирующими с вулканитами Орша-Волынс­ кой депрессии с возрастом 1.86-1.9 млрД лет. В

Сарматском блоке найдены древнейшие породы в фундаменте Восточно-Европейской платформы с возрастом 3.7-3.8 млрд лет [Щербак, 1991;

Bogdanova et al., 1996].

В структуре Сибирского кратона (рис. 7.1 О) выделяются выступы раннедокембрийского фун­ дамента: Алданский и Анабарский щиты, Шары-