Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геология и геодинамические обстановки формирования складчатого обрамления малых океанических бассейнов

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Геология и геодинамические обстановки формирования складчатого обрамления малых океанических бассейнов"

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ИНСТИТУТ ЛИТОСФЕРЫ

¿¿г

/¡Л'

На правах рукописи

ЧЕХОВИЧ Вадим Дмитриевич

УДК 551.242.2/261.65/+551.24.01

ГЕОЛОГИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ СКЛАДЧАТОГО ОБРАМЛЕНИЯ МАЛЫХ ОКЕАНИЧЕСКИХ БАССЕЙНОВ

/на примере Карибского, Западно-Средиэемноморского и Эападно-Беринговоморского регионов/

Специальность 04.00.01 - общая и региональная геология 04.00.04 - геотектоника

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва - 1989

Работа выполнена в Институте литосферы Академии Наук СССР

Официальные оппоненты: доктор геолого-мннералогических наук

А.В.Ильин - ИЛС АН СССР

доктор геолого-минералогических наук М.Г.Ломиэе - МГУ им.М.В.Ломоносова

доктор геолото-минералогических наук К>. Г. Гати некий - НИИЗаруОежгеология Мин-гео СССР

Ведущая организация: Институт океанологии Академии Наук ССС1

Защита состоится 1990 г. в час. мин.

на заседании Специализированного ученого совета Д.003.50.01 ГСП 1, Старомонетный пер., д.22

Ваши отзывы в 2-х экземплярах, заверенных печатью, просьба направлять по указанному адресу.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института лито сферы АН СССР

Автореферат'разослан " " 1990 г.

Ученый секретарь Специализированного совета^ кандидат геол.-мин. наук / А / Н.К.Власов

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Условия формирования малых океанических бассейнов и их складчатого обрамления обсуждались в литературе неоднократно. Предлагались модели применительно к какому-либо отдельно взятому региону, будь то внутренние или окраинные моря Атлантического или Тихоокеанского сегментов. В настоящей диссертации предпринята попытка на основе сравнительного историко-геологического анализа раскрыть геодинамику сложного и во многом противоречивого процесса происхождения покровно-складчатых сооружений в различных переходных зонах между континентами и океанами на примере Карибского, Западно-Средиземноморского и Западно-Беринговоморского регионов. эти вопросы решаются с позиций мобилистской теоуии тектоники литосферных плит, что подчеркивает актуальность выполненного исследования.

Цель исследований заключалась в выявлении геодинамических об-сгановок по периферии глубоководных котловин с океаноподобным типом строения коры /малых океанических бассейнов/ Карибского /Атлантический сегмент/, Западно-Средиземноморского /Альпийско-Гималай-ский пояс/ и Западно-Беринговоморского /Тихоокеанский сегмент/ регионов в мезозое и кайнозое. Кроме того, затрагивалась проблема происхождения глубоководных котловин.

Для достижения этой цели потребовалось решить несколько конкретных задач: а/ изучить структуру регионов в целом и создать приемлемые для дальнейшего использования принципиальные схемы тектонического районирования, б/ в каждом из регионов на единой актуалис-тической основе выделить структурно-вещественные комплексы и определить их геодинамическую природу, в/ провести или использовать имеющиеся папинспатическце реконструкции, г/ сопоставить полученные результаты по рассмотренным регионам - структурно-вещественные комплексы, принципиальный характер и тип деформаций, природу глубоководных котловин и динамику взаимодействия крупных литосферных плит.

Методика исследований заключалась в"детальном изучении структурно-вещественных комплексов, объединяемых в группы по признаку общности условий формирования. При этом акцентрировалось внимание на анализе структурных, литологических, вещественных, стратиграфических и палеонтологических признаков. Полученные результаты позволяли подойти к разработке палеотектонических моделей на палин-спастической основе, которые в конечном итоге определили аккреци-

онный стиль тектоники складчатого обрамления глубоководных котловин, масштабы перемещений и первоначальное местоположение различных крупных структур.

Фактический материал. Работа выполнена в Лаборатории литосферы океанов Института литосферы АН СССР, возглавляемой доктором геол.-мин. наук Н.А.Богдановым.

Б основу работы положены результаты 28-летних личных исследований автора в пределах названных регионов, а также обширные зарубежные и советские литературные источники. С 1961 по 1964 гг. автор осуществлял геологическое картирование на Кубе, с 1964 по 1968 гг. руководил темой, посвященной перспективам нефтегазоносности Карибского региона. В 1980-1987 гг. автор неоднократно выезжал в Республику Куба, где принимал участие в работах по редактированию Геологической карты Кубы масштаба 1:250000, созданной большим коллективом геологов Академии наук Болгарии, Венгрии, Кубы, Польши и СССР под руководством академика Ю.М.Пущаровского. В 1980 г. по заданию дирекции Института геологии и палеонтологии АН Кубы разрабатывал тему "Структурно-формационные зоны Кубы". С 1984 г. по 1988 г. принимал участие в работе проекта МПГК > 165 "Региональная стратиграфическая корреляция Карибского региона". Кроме того,в 1976 г. автор ознакомился с разрезами южного обрамления Карибского бассейна во время двухмесячной командировки в Венесуэлу.

В 1968-1973 гг. автор руководил геолого-съемочными работами масштаба 1:50000 в Восточном Алжире. Исследования охватили полосу шириной 70-80 км, пересекающую всю альпийскую зону Северной Африки от Средиземного моря до Сахарского Атласа. В 1980 г. предоставилась возможность ознакомиться с разрезами и строением Европейской части Западного Средиземноморья при месячной командировке в Италию.

В 1976 г. были начаты исследования в пределах складчатого обрамления Командорской глубоководной впадины Берингова моря сначала в системе НИИЗарубежгеология Мингео СССР, а с 1978 г. в Институте литосферы АН СССР. Эти исследования проводились в Олюторской зоне Корякского нагорья: в Олюторском хребте, вдоль северного ограничения Олюторского блока в бассейнах рек Ватына, Ильпи, Вывенка, в хребте Малиновского и на п-ве Говена, а также на о.Карагинском.

Научная новизна. В настоящей диссертации впервые дано достаточно полное сравнительное описание геологии и геодинамики обрамления малых океанических бассейнов различных сегментов нашей планеты и на этой основе сделана попытка решить проблему происхожде-

ния окраинных и средиземных морей. В работе доказывается, что по-кровно-складчатое обрамление малых океанических бассейнов было создано процессами аккреции, в одних случаях предшествовавших структурному оформлению бассейнов, а в других - одновременными с раскрытием впадин. Показано, что пр.оцессы раскрытия малых океанических бассейнов контролируются кинематикой крупных литосферных плит.

Практическое значение работы определяется возможностью использования схем распространения структурно-вещественных комплексов по Карибскому, Западно-Средиземноморскому и Западно-Беринго-воморскому регионам для целей металлогенического анализа и составления мелкомасштабных прогнозных карт.

Публикации и апробация работы. Результаты исследований докладывались на различных совещаниях: МОИП /1970/, научных конференциях НИИЗарубежгеологии Мингео СССР /1974, 1977/, П Всесоюзном съезде советских океанологов /Ялта, 1982/, У1 и УП Всесоюзных школах по морской геологии /Геленджик, 1984, 1986/, Всесоюзном совещании по тектонике литосферных плит /Звенигород, 1987/, 27-м Международном геологическом конгрессе /Москва, 1984/, Совещании международной рабочей группы по проекту V 165 "Региональная стратиграфическая корреляция Карибского региона" /Гавана, 1987/, 28-м Международном геологическом конгрессе /Вашингтон, 1989/.

По теме диссертации опубликовано более 50 статей и других работ, включая участие в создании и редактировании карт /Геологическая карта Южной Америки, 1979; Тектоническая карта Южной Америки, 1979; Тект. карта Северной Евразии под ред. акад. А.В.Пейве и А.Л.Яншина, 1980; Геологическая царта Кубы м-ба 1:250 ООО, под ред. акад. Ю.М.Пущаровского и др., 1989; Геодинамическая карта СССР, 1989/.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из "Введения", "Заключения" и основного содержания, включающего четыре части. В первой рассмотрено общее геологическое строение Карибского региона, специальные разделы посвящены анализу структурно-вещественных комплексов северо-западной части этой территории /Куба и Багамский район/ и палеогеодинамическим реконструкциям. Вторая посвящена описанию общего геологического строения Западного Средиземноморья со специальными разделами о строении северо-восточной части альпийской зоны Северной Африки и мезозойско-кайнозойской истории Западного Средиземноморья. В третьей затронуты вопросы тектонического районирования всего Западно-Беринговоморского региона, а ос-

новное внимание уделено описанию структурно-вещественных комплексов Олюторского блока и их геодинамической интерпретации, в отдельный раздел выделены палеогеодинамические реконструкции Западного Беринговоморья. Четвертая часть посвящена сравнительному анализу условий формирования покровно-складчатых обрамлений малых океанических бассейнов и проблемам происхождения этих бассейнов.

Диссартация содержит стр. машинописного текста, рис., список литературы включает наименований.

В процессе исследований автор имел постоянные рабочие и творческие контакты с Л.П.Зоненшайном, М.Л.Соминым, А.Н.Суховым, Г.Ю.Авериной, М.Н.Шапиро, М.С.Марковым, Г.А.Рябухиным, А.П.Ставским, М.В.Кононовым.

В оформлении диссертации принимали участие Г.Т.Калашникова, Н.Г.Тремасова, Н.Н.Иняшкин. Всем коллегам и товарищам по работе, содействовавшим проведению и завершению исследований, автор выражает свою благодарность. Особо признателен автор Н.А.Богданову, Л.П.Зоненшайну, С.М.Тильману за советы и критические замечания, сделанные в процессе работы над рукописью.

Часть 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ КАРИБСКОГО РЕГИОНА

Рассматриваемый регион включает Карибские глубоководные котловины, обрамляющие их с севера и юга покровно-складчатые зоны вдоль краев Севере- и Южно-Американских континентов, и современные вулканические дуги на западе и востоке, отделяющие котловины от Пацифики и Атлантики. .

Малые океанические бассейны

Глубоководные котловины характеризуются океаноподобным типом строения коры. Наиболее близкое к нормальному океаническому строению имеют Юкатанская котловина, трог Кайман и центральная чать Мексиканского залива /впадина Сигсби/. Колумбийская и Венесуэльская котловины имеют более сложный разрез коры увеличенной мощности, в основном эа счет первого и второго слоев /Бижу-Дю-валь и др., 1978/. Данные глубоководного бурения в Колумбийской и Венесуэльскок впадинах /Инит.Реп., 1973/ устанавливают, что осадочный чехол залегает на толеитовых базальтах океанического типа и в Венесуэльской впадине датируется турон-коньяком, а в Колумбийской - кампаном. Интерпретация симметричных полосовых магнитных аномалий для северной части Венесуэльской котловины дает юрский возраст /Гхош и др., 1984/, а для Колумбийской -

позднемеловой /Кристоферсен, 1978/. В троге Кайман изучена центральная, поперечная к простиранию трога современная спрединго-аая зона? параллельные ей магнитные аномалии датируются миоценом, а наиболее удаленные - средним эоценом /Розенкранц, Склатер,1986/.' В Юкатанской впадине новые измерения теплового потока и их интерпретация показывают, что возраст ее коры может оцениваться от среднего эоцена до Маастрихта /Розенкранц, 1989/. Впадина Гренада характеризуется океаноподобным строением коры лишь в южной част»" /Пине и др., 1985/, а э северной оно сходно с корой островодужных поднятий.

Подводные поднятия, разделяющие Карибские впадины, имеют различную генетическую природу. Так, порог Авес, подводный хребет Кайман считаются островодужными сооружениями /Буйс и др., 1985; Эмери, Миллеман, 1980/. Поднятие Беата по характеру разреза коры /Фокс, Хизен, 1975/ и по составу вскрытых глубоководным бурением базальтов 2-го слоя сходно со смежными глубоководными впадинами; однако мощность коры /23 км, Кейз, 1975/ заметно больше, чем во впадинах. Большинством исследователей эта структура рассматривается.' как поднятие океанического типа. Наиболее сложное строение имеет Никарагуанское поднятие: часть, прилегающая к Никарагуанскому шельфу, имеет континентальную природу, часть, смежная с трогом Кайман -островодужную, а юго-восточная, примыкающая к Колумбийской впадине, видимо, и генетически связана с последней.

Структурно-вещественные комплексы

Мезозойско-кайнозойские покровно-складчатые зоны, а также современные вулканические дуги, обрамляющие Карибские глубоководные котловины, сложены ассоциациями пород, которые могут быть разделены на следующие главные группы структурно-вещественных комплексов: рифтогенную, континентальную, островодужную, океаническую, коллизионную, активных континентальных окраин.

Рифтогенные комплексы являются характерной группой для триаса и ранней юры и обнаруживаются главным образом в пределах континентальных блоков Северной и Южной Америк. Они вскрыты бурением во Флориде, на Багамах, глубоководным бурением на Атлантическом шельфе Флориды,' на полуострове Юкатан, а также выходят на по-, верхность в Мексике и на севере Южной Америки.' Среди рифтогенных комплексов преобладают континентальные -срасноцветы, меньшим развитием пользуются эвапориты. Имеющиеся реконструкции показывают приуроченность красноцветных формаций к протяженным грабенам. Эти структуры отражали процессы регионального растяжения, связанные с

- € -

открытием Северной Атлантики.

Континентальная группа включает комплексы: а/ пассивных окраин континентов и б/ чужеродных сиалических блоков.

а/ Комплекс_пасси1шых_окраин распространен на севере и юге Карибского региона. На севере это позднеюрские и меловые толщи, известные на самом севере Кубы и вскрытые бурением на северном кубинском шельфе и на Багамской банке. Этот комплекс делится на два подкомплекса, соответствующие выделявшимся ранее зонам Реме-диос и Камахуани. Шельфовый подкомплекс Ремедиос включает юрские соленосные толщи, известные в диапировых куполах на севере Кубы и вскрытые скважиной на о.Андрос и меловые карбонатные отложения значительной мощности /до 4-5 тыс.м/.. Подкомплекс континентального склона, или Камахуани, распространен южнее и был обнаружен также глубоководным бурением в горловине Мексиканского залива /скв.535, 540, Инит.Реп., 1984/, где залегает на метаморфизованных породах раннего палеозоя /500 млн.лет/, слагающего верхние горизонты утоненной континентальной коры /Шлагер и др., 1984/. Подкомплекс представлен в основном глубоководными карбонатными и кремнисто-карбонатными отложениями титона и берриаса - турона мощностью до 1400 м. Породы подкомплекса Ремедиос дислоцированы незначительно и сохраняют автохтонное залегание, тогда как отложения подкомплек са Камахуани, отделенные от предыдущего крупными разрывами, интенсивно смяты и во многих случаях сорваны.

На юге региона, в Карибских хребтах Венесуэлы в комплексе пассивной окраины континента также выделяется два подкомплекса. Автохтонный шельфовый подкомплекс Серрании-дель-Интериор, занима ющий южную часть Карибских хребтов, сложен мелководными и нерито-выми обломочными и карбонатно-обломочными толщами мела, которые постепенно выклиниваются к югу на склонах Гвианского щита. Алло-хтонный подкомплекс Береговых хребтов слагается голубосланцево-метаморфизованными терригенными толщами, датируемыми от киммерид-жа до верхнего сенона /Гонсалес-де-Хуана, 1980/. Тонкообломочный состав пород основной части разреза и характер меловой микрофауны свидетельствует о достаточно глубоководных условиях образования этой толщи.

б/ Комплекс_ч£жеродш>1х сиалических блоков_выделяется на севере, юге и западе Карибского региона. На севере он изучен на Ку бе /Сомин, Мильян, 1980/, где представлен неметаморфизованнымн нижне-среднеюрскими терригенными /формация Сан-Кайетано/ и верхнеюрскими и меловыми карбонатными толщами, а также метаморфизо-

ванными юрскими терригенными образованиями /горы Эскамбрай, о.Пи-нос/. Неметаморфизованные юрско-меловые толщи щарьированы на меловые отложения пассивной континентальной окраины, а метаморфизо-ванные образуют куполовидные структуры с обратной метаморфической зональностью, окруженные меловыми островодужными комплексами, с которыми имеют тектонические взаимоотношения. В породах Эс-камбрая проявлен метаморфизм фаций высоких давлений, а в толщах о.Пинос /Молодежный/ - барроусского типа, что, как указывал М.Сомин, может рассматриваться как проявление структур типа парных метаморфических поясов Миасиро.

Чужеродность этих сиалических блоков по отношению к окраине Северо-Американского континента доказывается кардинальным различием типов разрезов, а также очень сложным строением с наличием дометаморфических и синметаморфических покровов, сложной складчатостью, оригинальной метаморфической историей и явной аллохтон-ностью некоторых блоков /Чехович, 1984; Моссаковский и др., 1986/'.

На юге Карибского региона в качестве чужеродных рассматриваются крупные блоки массива Санта-Марта и п-вов Гуахира и Парагуа-на /Рестрепо, Туссен, 1988/,.а на западе - еще более крупный Никарагуанский блок, чужеродность которого доказывается и детальными палеомагнитными исследованиями /Гозе, Шварц, 1977/.

Группа островодужных комплексов пользуется широким распространением в пределах обрамления глубоководных котловин, а также слагает некоторые подводные поднятия. Она включает несколько разновозрастных комплексов: а/ позднеюрско-раннемеловой, б/ меловой, в/ палеогеновый, г/ неогеновый и д/ плиоцен-четвертичный. Все дуги, независимо от возраста, принадлежат энсиматическому типу.

а/ По^днеюрско-радн£меловой_компдекс; на севере региона представлен метавулканитами серии Мабухина на Кубе /Сомин, Мильян, 1980/, частью формации Дуарте на Гаити /Люис, 1980, 1982/, получившим широкую известность разрезом на о.Дезнрад в северной части Малых Антилл /Буйс и др., 1985/, /ранее он рассматривался как офио-литовый/; на юге региона породы этого комплекса метаморфизованы и слагают полуострова Арайя и Парня, а также известны на о.Маргарита /Шевалье и др., 1988/.

б/ МелоЕые вулканогенные толщи островодужной природы имеют наибольшее распространение. На севере они широко известны на Кубе /Чехович, 1966j Пардо, 1975/, Гаити /Лгаис, 1980/, Пуэрто-Рико /Кес-лер, Сутер, 1980/, Ямайке /Арден, 1975/, драгированы с порога Авес и в северной части островного склона Малых Антилл /Буйс и др..

1985/. На юге островодужные вулканиты этого возраста слагают полностью Нидерландские Малые Антиллы, формируют покров Вилья-де-Ку-ра в Карибских хребтах Венесуэлы /Стефан и др., 1980> Шевалье и др., 1988/, драгированы с порога Авес /Фокс, Хиэен, 1975? Буйс и др., 1985/. В эту группу должны быть включены также вулканогенные толщи Западной Кордильеры Колумбии /Барреро, 1979/ и поздне-сенонские вулканиты Панамско-Коста-Риканской дуги /Вейль, 1980/.

в/ Палеогеновые_островодужные толщи имеют более ограниченный ареал распространения - они полностью отсутствуют на юге региона, а также в западной части северной зоны /Западная и Центральная Куба, Ямайка/. Наибольшее их развитие отмечается на юге Восточной Кубы, на Гаити, Пуэрто-Рико, на Малых Антиллах /Чехович, 1966/, а по данным драгирования также в подводном хребте Кайман и на севере Никарагуанского подводного поднятия /Хизен и др., 1973} Эмери, Миллеман, 1980/. На западе Карибского региона мощные палеогеновые вулканогенные толщи накапливаются в Панамско-Коста-Риканской дуге и в располагающейся к югу Серрании-де-Баудо.

г,д/ Неоген£вые_ост£оводужные_образования составляют еще меньшую площадь - допозднемиоценовые вулканиты формируют верхние части разреза Панамско-Коста-Риканской дуги, а в Малых Антиллах в миоцене вулканизм смещается к востоку на внешнюю гряду и наибольшее развитие получает в плиоцен-четвертичное время.

Обычно завершение формирования каждого из четырех упомянутых комплексов сопровождается деформациями, включая образование тектонических покровов, а для позднеюрско-раннемелового этапа - также и метаморфизмом.

Океаническая группа комплексов /в широком смысле/ включает: а/ офиолитовый комплекс, б/ комплекс толеитовых базальтов окраин-номорского типа и в/ комплекс осадочного чехла окраинных морей.

а/ Офиолитовый комплекс включается полностью в описываемую группу условно, поскольку вопрос о принадлежности некоторых выходов офиолитов к океанической группе дискуссионен и лишь недостаток результатов геохимических исследований не позволяет уверенно вычленить из них массы, представляющие собой тектонически выжатые магматические камеры энсиматических островных дуг.

В большинстве районов, где обнаруживаются офиолиты, преобладают серпентинизированные гарцбургиты и серпентиниты, с которыми ассоциируют габброиды. Однако, в некоторых районах Кубы, Гаити, Пуэрто-Рико, в покрове Лома-де-Йерро Береговых хребтов Венесуэлы известны породы, принадлежащие большей части классического разре-

за офиолитовой ассоциации. Возрастное расчленение офиолитов всегда сталкивается с большими трудностями. Сейчас есть основания говорить о позднеюрско-раннемеловом комплексе на Пуэрто-Рико /Мат-тсон, 1973/, Гаити /Кеслер и др., 1977/, Кубе /Книппер, 1975? Фонсека, 1985; Иттуральде, 1988/, полуостровах Арайя и Пария /Виербухен, 1984/, т.е. как на северном, так и на южном обрамлении Карибских котловин. Меловой комплекс охватывает различные возрастные интервалы - апт-альб на Кубе /Иттуральде и др., 2986/, неоком - ранний сенон в Береговых хребтах Венесуэлы /Стефан и др., 1980/, поздний мел - в Гватемале /Вейль, 1980/, поздний мел и возможно палеоген - в области Чоко Серрании де Баудо /Кейз, 1974/.

Во всех случаях офиолиты образуют аллохтонные массы, иногда формируя пологозалегаюиие покровы, подстилаемые серпентинитовым меланжем, либо приурочены к различным разрывам, участвуя в общей покровно-складчатой структуре.

б/ Комллекс_тол^итовых базальтов окраишюмо£ского_типа слагает значительную часть п-ова Сур на о.Гаити /Морасс, 1980, 1981/. Подушечные лавы базальтов содержат маломощные прослои глубоководных осадочных пород. Общая видимая мощность толщи порядка 400 м. Основная ее часть датируется сеноман-туроном, хотя возможно присутствие и более древних горизонтов; в верхней, кампан-маастрихт-ской части преобладают диабазовые сиплы перемежающиеся с глубоководными кремнисто-глинистыми известняками /Морасс и др., 1979/. По петролого-геохимическим признакам базальты более всего соответствуют базальтам окраинных морей и хорошо сопоставляются с породами, достигнутыми в забое глубоководной скважины 151 в Колумбийской котловине уже на склонах подводного поднятия Беата /Мо- -расс, 1981/. Палеогеновые морские осадочные породы перекрывают эту толщу несогласно и не содержат.никакой примеси продуктов вулканогенного происхождения /Боуэн, 1975/, тогда как севернее полуострова Сур палеогеновые образования, так же как и подстилающие их меловые, представлены островодужным комплексом. Это обстоятельство свидетельствует, видимо, о существенной первичной удаленности этих палеогеографических областей друг от друга.

в/ Комплекс_осадочного чехла окраинных морей выделяется на севере и на весьма ограниченной площади на юге■Карибского региона. На севере к нему относится комплекс Пласетас /о.Куба/, тесно ассоциирующий в пространстве с офиолитами. Он включает в себя глубоководные осадочные кремнисто-карбонатные отложения титона -нижнего сенона с сокращенным типом раэреэа и возможным перерывом,

падающим на апт /Канчев и др., 1987/. Аллохтонное положение и чешуйчатое строение этого комплекса позволяет объяснить случай обнаружения в титонской части разреза пачки аркозовых песчаников и конгломератов, рассматривающихся как признак залегания комплекса Пласетас на континентальном основании, и факты налегания титон-готеривских глубоководных известняков на высокотитанистые океанические базальты /Иттуральде, Мари, 1984/, тектонической совмещенностью разрезов, принадлежащих разным частям позднеюрско-мелового окраинного моря.

Коллизионная группа комплексов является важнейшим маркером наиболее крупных тектонических событий. Как на севере Карибского региона, так и на юге она представлена олистостромовыми и олисто-стромо-флишоидными комплексами. Время их формирования на севере отвечает двум интервалам - кампан-палеоценовому /Западная и Центральная Куба /Моссаковский, Альбеар, 1983; Флорес, 1988/; на Гаити /Бургуа и др., 1983/, на Пуэрто-Рико /Люис, 1981/ и на Кубе -средне-позднеэоценовому. На юге региона, в Карибских хребтах Венесуэлы подобные комплексы образуются с позднего Маастрихта по эоцен /Стефан и др., 1980; Бек, 1988/.

На западе региона для коллизионной зоны между Северной Америкой и Гондурасско-Никарагуанским континентальным блоком характерны иные комплексы - палингенные коллизионные гранитоиды и ме-таморфиты /Вейль, 1980/, возникшие, видимо, в результате столкно-» вения этих континентальных масс.

Комплексы активных континентальных окраин. Здесь речь идет о комплексах, принадлежащих окраинно-континентальным вулканическим поясам. Они формировались и продолжают формироваться вдоль границ взаимодействия континентальных плит Америк и океанических плит Па цифики. На севере Мексики и в Центральной Кордильере Колумбии они относятся к мелу /Кордова и др., 1980; Кейз и др., 1980/; в палеогене широко развиты от северной Мексики до северной Центральной Америки /Рамос, 1979; Вейль, 1980/ и в Западной Кордильере Кс лумбии. /Моберли и др., 1984/.

Тектоника

При рассмотрении структуры обрамления Карибских котловин наибольший интерес представляют покровно-складчатые зоны к северу : югу от них, расположенные как бы по краю континентов Северной и Южной Америк.

На севере на автохтонных комплексах пассивной окраины Север Американского континента /комплексы Ремедиос, Камахуани/ аллохтг

но располагаются комплекс "океанического" осадочного чехла Пла-сетас, крупнейшие пластины офиолитов и, главным образом, энсима-тические островодужные комплексы мелового возраста. Весьма сложными оказываются соотношения перечисленных комплексов с чужеродными сиалическими /континентальными/ комплексами на западе и на юге центральной Кубы. Представляется, что неметаморфизованные терригенные сиалические комплексы на западе Кубы образуют верхний пакет тектонических пластин, надвинутый как на островодужные образования, так и на комплексы пассивной окраины, а на юге центральной Кубы голубосланцево-метаморфизованные их аналоги изоста-тически всплывают из-под островодужных образований /Эскамбрай/.. В северной половине о.Гаити вергентность надвигов сохраняет центробежную /от глубоководных впадин/ направленность, что аналогично ситуации на Кубе. В южной половине о.Гаити надвиги имеют обратное падение и, судя по возрасту олистостром, эти тектонические перекрытия должны датироваться эоценом. Южная часть о.Гаити /полуостров Сур/ сложена позднемеловыми толеитовыми базальтами ок-раинноморского типа, что резко отличает эту область от более северных районов, где островодужный характер разреза сохраняется вплоть до конца эоцена. Региональное северное падение в южной половине острова, видимо, связано с причленением чужеродного блока полуострова Сур к островодужной структуре северного Гаити.

Южноамериканское обрамление Карибских котловин имеет очень сложную и гетерогенную структуру, ибо сам характер краевой части Южноамериканской континентальной плиты на востоке и западе является различным. На востоке аллохтон Береговых хребтов Венесуэлы надвинут на северный край упомянутой плиты, а на западе непосредственно к Карибским котловинам подходит складчатое сооружение Северных Анд, сильно нарушенное крупными субширотными сдвигами, по которым были перемещены блоки массива Санта-Марта, п-вов Гуахира и Парагуана. В этих районах крупные тектонические покровы пока не известны, строение их считается блоково-складчатым. На востоке, напротив, основную роль в структуре играют крупные аллохтонные массы, из которых самым крупным является покров Береговых хребтов Венесуэлы, сложенный метатерригенными сиалическими комплекса-' ми. Этот аллохтон несет на себе сложный покров'Лома-де-Йерро, представленный в основном океаническими комплексами, и покров Вилья-де-Кура, включающий комплексы островодужной природы. Все эти покровы имеют сложное чешуйчатое строение с субгоризонтальными и наклоненными в сторону Венесуэльской котловины поверхностя-

ми ¡варьирования.

Из изложенного выше вытекают следующие историко-геологиче-ские обобщения.

Существование очень сходных рифтогенных комплексов на юге Северной и на севере Южной Америк свидетельствует о начале рифтогенных процессов в западной части Пангеи, связанных с первыми этапами раскрытия Северной Атлантики.

Несомненным представляется существование в поздней юре и мелу пассивных континентальных окраин Северной и Южной Америк. При этом данные по североамериканской окраине показывают прогрессивный. переход от областей шельфа и мелкого моря к глубоководным районам континентального склона и, вероятно, к области, подстилаемой океанической корой.

Энсиматические островодужные комплексы, имеющие юрско-мело-вой, меловой и палеогеновый возрасты и разделенные несогласиями или даже проявлениями метаморфизма, находятся в аллохтонном залегании как на севере, так и на юге региона. Доказанный энсиматиче-ский характер этих образований указывает на их формирование в зоне конвергентной границы океанических плит, которыми были плиты Пацифики и Атлантики. Несогласие между разновозрастными острово-дужными комплексами может объясняться только существенными тектоническими перестройками. Полное прекращение вулканизма в определенных зонах отражает, естественно, прекращение субдукции. Судя по возрасту метаморфизма островодужных комплексов на Гаити /Люис, 1980/ и Кубе /Сомин, Мильян, 1980/, первая крупная перестройка происходила в интервале 127-110 млн.лет, вторая приурочена на севере региона к кампану, а на юге - к Маастрихту, а третье тектоническое событие, с которым связано прекращение палеогенового эн-симатического островодужного вулканизма на севере Карибского региона, датируется средним-поздним эоценом.

Палеотектоническая интерпретация офиолитовых комплексов, как это указывалось, сталкивается с определенными трудностями. Тем не менее, само присутствие пород офиолитовой ассоциации, по аналогии с другими районами мира, должно свидетельствовать о крупных тектонических событиях, связанных главным образом со столкновением с континентальными плитами островных дуг и микроконтинентов, либо со столкновениями островных дуг между собой.

Совпадение времени формирования коллизионных комплексов со временем проявления крупных деформаций подчеркивает значительность тектонических событий, с которыми связано их образование. На севере Карибского региона наиболее ярко выражены кампанские олисто-

стромы на Кубе, отмечающие значительное покровообразование и предшествующее этому резкое завершение вулканических процессов в западной части Северной дуги? восточнее - это эоценовые олис-тостромовые толщи О.Гаити /"блоковая формация Окоа"/, также сформированные сразу после окончания вулканической деятельности и одновременно с надвигообразованием. Причиной для всех этих явлений явилось последовательное столкновение сначала западной, а затем восточной частей Северной дуги с Северо-Американским континентом.

На юге Карибского региона наиболее выразительными являются раннепалеогеновые олистостромы Сике-Сике, обрамляющие с запада крупный аллохтон Береговых хребтов Венесуэлы. Эти олистостромы также образовывались после завершения островодужного вулканизма и тесно связаны с процессом формирования и продвижения тектонических покровов. Причина этих событий заключается, видимо, в столкновении Южной дуги с Южной Америкой.

Палеогеодинамические реконструкции

Палеогеодинамические реконструкции воспроизводятся по главным временным срезам. При этом в работе использованы данные о положении крупных литосферных плит /"рамы"/, рассчитанные в коллективной статье /Рябухин и др., 1983/. Однако сами реконструкции внутри "рамы" сделаны автором заново с использованием идеи Б.Маль-фета и М.Динкельмана /1972/ о "внедрении" Карибского выступа Па-цифики между раздвигавшимися Северной и Южной Америками. При этом в основу положен принцип максимального объяснения всех геологических данных по складчатому обрамлению Карибского бассейна /Чехо-вич, 1989/.

Самая общая тенденция перемещения плит заключается в расхождении Американских континентов_после 180 млн.лет и вплоть до 36 млн.лет, когда это расхождение достигло максимума. Затем начинается слабое сближение континентов с левосторонним проскальзыванием сформированной Карибской малой плиты. Расхождение Сев. и Юж.Америк не было равномерным - между 127 и 110 млн.лет произошло возвратное движение Ю.Америки относительно Северной. К этому времени приурочен также раскол между Ю.Америкой и Африкой.

Триас - ранняя^^а^ В это время Карибский- бассейн был "закрыт" - на его месте располагалась континентальная масса Пангеи П. Однако уже намечаются признаки ее раскола, выражающиеся в образовании протяженных грабенов.

Средняя J2 поздняя юра. Начавшийся раскол и образование Север-

ной Атлантики смещается затем в межамериканскую область. Происходит разделение Северной и Южной Америки с образованием осадочных толщ на пассивных окраинах этих континентов. Океанический "коридор" образуется между Атлантикой и Пацификой в районе Мексиканского залива, однако позже, в связи с продвижением рифтинга Атлантики к югу, происходит отрыв Юкатанского блока от Южной Америки и перемещение его к северу с запечатыванием Мексиканского залива.

Поздняя юр^ - ^ачало_ран^его_мела^. Формирование энсиматичес-кой Протокарибской островной дуги, обусловленной субдукцией более древней коры Пацифики под молодую кору Атлантики.

Вторая_половина раннего мела^ Крупная перестройка в связи с "возвратным" движением Южной Америки относительно Северной. Метаморфизм, складчатость островодужных толщ. Изменение положения зоны субдукции - начало надвигания Карибского выступа Пацифики на Атлантику, объясняемое значительно большими скоростями спрединга в Тихом океане. Формирование двух островных дуг /Северной и Южной/,

Поздний, мел. Столкновение /кампан/ западной части Северной дуги с пассивной окраиной Северной Америки /западная и центральная Куба/. Продолжение островодужного развития восточной части Северной дуги. Столкновение /поздний Маастрихт - ранний палеоцен/ Южной дуги с Южной Америкой. Отгораживание Карибского выступа от Пацифики Гондурасско-Никарагуанским чужеродным блоком и Панамско-Коста-Риканской островной дугой.

Палеоцен^эоцен^ Островодужйое развитие восточной части Северной дуги вплоть до середины - конца эоцена. Заклинивание зоны субдукции блоком Багамской шпоры и прекращение островодужного вулканизма в Северной дуге. На востоке - перескок субдукции с порога Авес на гряду Малых Антилл. Раскрытие Юкатанской впадины за счет продолжающегося раздвижения плит Северной и Южной Америк /Чехо-вич, 1986/.

Ол]нгоцен_-_ранний миоцен^ Активные островные дуги на востоке - Малых Антилл и на западе - Панамско-Коста-Риканская. Растяжение /начавшееся в эоцене/ и раскрытие по сдвигу трога Кайман.

Поздний миоцев арт ер^ Причленение Панамско-Коста-Риканской дуги к Южной и Центральной Америке, не вызывающее существенной перестройки, ибо и до этого дуга "принимала на себя" субдукцию Пацифики. Продолжение раскрытия трога Кайман. Одновременное проявление противоречивых тенденций - с одной стороны, в связи с некотс

рым сближением Американских плит происходит формирование структур, связанных с их надвиганием на Карибский бассейн /желоб Му-эртос, аккреционная призма Кюрасао/, с другой, - в результате существенных сдвиговых перемещений образуются бассейны типа "пулл-апарт" - фалькон, Туй-Карьяко, Энрикильо.

Выводы

1. Среди структурно-вещественных комплексов /СВК/, распространенных в пределах покровно-складчатого обрамления глубоководных котловин, преобладают комплексы энсиматических островных дуг, аллохтонно залегающие на комплексах пассивных окраин континентов Северной и Южной Америк. Меньшим развитием пользуются также тектонически совмещенные с первыми океанические и чужеродные континентальные "сиалические" комплексы. Принципиально различная геодинамическая природа тектонически совмещенных СВК предполагает существенную удаленность друг от друга областей их формирования.

2. Общей структуре покровно-складчатого обрамления свойственна центробежная ввргентность основной массы тектонических покровов по отношению к глубоководным котловинам, что в целом обусловлено "наезжанием" и столкновением островных дуг с пассивными окраинами континентов /"мгновенная аккреция"/, однако локальная аккреция в тылу бывших островных дуг вызывала также появление местных структур с обратной вергентностью покровов /п-ов Сур о.Гаити, чужеродные сиалические блоки Кубы/. Современные Тихоокеанское и Атлантическое ограничения Карибского региона, связанные с возникновением энсиматических островных дуг на границе Карибской коры с Пацификой и Атлантикой, также имеют как бы центробежную вер-гентность надвигов по отношению к Карибским котловинам, но связаны с процессами поддвига плит Пацифики и Атлантики, и образованием аккреционных призм /"постепенная аккреция"/.

3. Природа глубоководных котловин Мексикано-Карибского региона о близкой к океаническому типу корой различна. Большая их часть мзжет считаться реликтовыми, поскольку они представляют собой отгороженные части Атлантики /Мексиканский залив, Гренада/ или Пацифики /Колумбийская и Венесуэльская/. Вторая группа бассейнов является новообразованной /Юкатанская котловина, трог Кайман/ и возникла в результате рифтинга как реакция на продолжавшееся перемещение крупных литосферных плит.

Часть П. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЗАПАДНОГО СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ Малые океанические бассейны

Рассматриваемый регион охватывает обрамления Альборанского моря, Северо-Алжирской, Балеарской и Лигурийской глубоководных впадин. За исключением Альборанского, эти бассейны являются наиболее глубоководными частями Западного Средиземноморья и по последним сейсмическим данным подстилаются корой океанического типа /Ле Дюран и др., 1984? Рехо и др., 1984/. Возраст океанической коры Лигурийской впадины по симметричным магнитным аномалиям - раннемиоценовый /21-18 млн.лет/, аналогичным считается возраст остальных котловин. Осадочная колонна, перекрывающая кристаллические породы коры, имеет мощность порядка 7 км. Она обычно подразделяется на три части: нижняя мергелистая и, возможно, обломочная, относимая к нижнему и среднему миоцену; средняя эвапоритовая мессинского возраста и верхняя, в основном мергелистая с турби-дитами, плиоцен-четвертичная.

Альборанская впадина характеризуется существенно меньшими глубинами /до 2200 м/ и подстилается утоненной континентальной корой, общая мощность которой порядка 20 км /Вейджермас, 1985/. Выше акустического фундамента располагается толща турбидитов, верхняя часть которой вскрыта бурением /Аузенде и др.» 1975/.

Структурно-вещественные комплексы и тектоника

Рассматриваемая часть континентального обрамления включает на севере складчатые зоны юга западной части Западной Европы -Бетские Кордильеры, Балеарские острова, юг Прованса, на юге - складчатые цепи Рифа Марокко, алжирского и тунисского Телля, продолжающиеся в Сицилии /Магрибиды/. Общий структурный рисунок Западного Средиземноморья отдаленно напоминает Карибский регион - на севере и на юге располагаются две континентальные плиты, по краям которых протягиваются покровно-складчагые зоны, непосредственно примыкающие к морским впадинам и характеризующиеся центробежной вергент-ностью тектонических покровов по отношению к последним.

Анализ материалов показывает, что эти складчатые зоны сложены несколькими группами структурно-вещественных комплексов: рифтоген-ной, континентальной, океанической /условно/, коллизионной.

Рифтогенные комплексы характерны для триаса и начала ранней юры для всего Западного Средиземноморья. Шире всего распространены континентально-лагунные фации эвапоритов и мелководно-морские -доломитов. Во всей альпийской зоне Северной Африки развиты "гипсо-

носные" толщи триаса, представляющие собой эвапоритовый меланж. Последний обычно состоит из гипсо-соленосной матрицы, в которую включены обломки, глыбы и блоки разнообразных пород: континентальных красноцветов, доломитов, известняков, диасазов толеитово-го ряда. Формирование современного облика этого хаотического эва-поритового комплекса обязано, главным образом, более поздним тектоническим движениям. Сам факт формирования эвапоритовых толм, как это давно замечено, предшествует и сопровождает начальный этап рифтогенеза и последующего раскрытия океанических бассейнов.

Континентальная группа включает: а/ комплекс внутренних эпи-континентальных морей, б/ комплекс пассивных окраин континентов и в/ комплекс чужеродных сиалических блоков.

а/ К0^ле£с_эпик0нтин£нтальных морей датирован от лейаса до среднего эоцена. На юге Магрибид он протягивается от Марокканской месеты, через Высокие плато Алжира в Тунис и далее устанавливается в Сицилии. На Африканской плите этот комплекс слагает также протяженный Атласский прогиб. В основном это мелководные морские отложения, преимущественно карбонатные и глинисто-карбонатные на востоке /Тунис, Восточный Алжир/ и в большей степени терригенные на западе /Западный Алжир, Марокко/ /Уайлди, 1983/. Суммарная мощность отложений достигает 1500 м, увеличиваясь к югу в прогибе Са-харского Атласа до 5000 м. На Европейской плите в Пребетской зоне и в южном Провансе преобладает терригенно-карбонагный тип разреза умеренной мощности. Как на севере, так и на юге отложения этого комплекса ложатся на палеозойское основание или на гипсоносные толщи рифтогенного комплекса.

б/ Комп л е^ с_п а с с: ив ных_о кр £1 и Н1 континентов. Слагающие его толщи либо сорваны со своего основания, либо перемещены на значительные расстояния. Существуют три'типа этого комплекса, геологически привязанных к различным континентальным блокам - Африканскому, Иберийскому и Кабильско-Альборанскому /Дюран-Дельга, 1969> Чехо-вич, Зоненшайн, 1976; Вила, 1980/. В структурном отношении каждый из них представляет свою группу отчетливо индивидуализированных тектонических покровов -Телльских, связанных с комплексом пассивной окраины Африки, Флишевых, формировавшихся на склонах Кабиль- ' ско-Альборанского блока, и Суббетских, отвечающих комплексу пассивной окраины Иберийского блока.

Группа Телльских покровов объединяет Пенителльские, собственно Телльские и Ультрателльские покровы. В целом все они характеризуются карбонатно-мергелистым и глинисто-мергелистым типом разре-

за в Восточном Магрибе и карбонатно-терригенным - в Западном. Удалось наметить последовательный латеральный ряд разрезов от автохтонных и лараавтохтонных областей Высоких Плато Алжира и Марокканской месеты с их мелководными и неритовыми комплексами эпиконтинентальных морей к существенно мергелистым глубоководным толщам Пенителльского покрова /Чехович, Зоненшайн, 1976? Вила, 1980; Уайлди, 1983/. Продолжение этого ряда видится в глубоководных отложениях Телльского и далее - Ультрателльского покровов, которые уже следует, видимо, относить к океаническому чехлу и рассматривать в группе океанических комплексов.

Группа Флишевых покровов включает так называемые Массильский и Моретанский флиши или покровы. Доказано, что область накопления флишевых отложений находилась непосредственно к югу от Кабильских массивов Алжира и массивов внутреннего Рифа Марокко, которые рассматриваются как части Кабильско-Альборанского блока, ранее составлявшего южную часть Европейской континентальной плиты. Об этом свидетельствует установленная связь разрезов флишевых покровов /Моретанского флиша/ с разрезами зоны Дорсаль /или Известняковой гряды/, основанием для которых являются палеозойские породы Кабильских массивов и массивов внутреннего Рифа. В связи с этим Моретанский флиш рассматривается как проксимальный. Однако часть разрезов Моретанского флиша накапливалась уже на существенном удалении от Кабильско-Альборанского континентального блока, поскольку в отдельных разрезах его основанием являются верхнеюрские подушечные лавы толеитовых базальтов океанического типа /Буйян и др., 1976/. Северные разрезы Массильского флиша, имеющие тот же возрастной объем, что и моретанские, имеют признаки, позволяющие рассматривать его как дистальный и, видимо, накапливались на океанической коре.

Группа Суббетских покровов, распространенная в северной части Бетских Кордильер, сложена преимущественно осадочными отложениями от юры до миоцена. Характер их разрезов /особенно для юры и отчасти мела/ в разных покровах позволяет считать, что они были свойственны различным, но связанным друг с другом,палеогеографическим зонам. Разрезы покровов, относимых к северным зонам, характеризуются относительной мелководностью и вероятной связью с параавтохтонными разрезами Пребетской зоны. Разрезы, свойственные южным зонам, характеризуются значительной глубоководностью /ниже уровня карбонатной компенсации/ и наличием вулканитов в юж-

ной юрской частях разрезов /Дюран-Дельга, Фонтботе, 1980/. Есть основания полагать, что подобные разрезы могли располагаться уже на коре океанического типа и в этой связи могут рассматриваться в составе океанической группы комплексов.

в/ Комплекс чужеродных сиалических блоков объединяет алло-хтонные массивы и пластины метаморфизованных сиалических образований палеозоя и, возможно, докембрия, местами перекрытые маломощными осадочными отложениями юры, мела и палеогена. Эти массивы и пластины распространены в прибрежной зоне Западного Средиземноморья, образуя три группы - Кабильскую, Рифскую и Бетскую. Устанавливается их общность с аналогичными азтохтонными образованиями южного Прованса и Сардинии /Добельма, 1980/. Важно отметить структурное и вещественное различия между тремя указанными группами. Первое выражено в покровно-чешуйчатом строении массивов Рифской и Бетской групп /Невадо-Филабриды, Альпухарриды, Ма-лагиды - покровы Бетской группы, Себтиды и Гомариды - Рифской/, тогда как массивы Кабильской группы почти не тектонизированы, за исключением фронтальной чешуйчатой зоны. Второе связано с присутствием в Рифской и Бетской группах крупных пластин гипербази-тов - лерцолитов /массивы Бени Бушра в Рифидах и Ронда в Бети-дах/, которые на основании петролого-геохимических исследований рассматриваются как отторженцы континентальной мантии /Корн-пробст, 1974, 1976-, Федюков^, 1984} Саддики и др., 1988/. В Ка-бильских массивах они не известны. Палеозойские метаморфические образования чужеродных сиалических блоков подстилают осадочные отложения двух типов. Первый тип слагает узкое /5-10 км/ структуры, именуемые Дорсалем /Известняковыми грядами/ и распространен во всех сиалических блоках. Он представлен юрскими, меловыми и палеогеновыми карбонатно-терригенными отложениями небольшой мощности /Дюран-Дельга, 1969} Чехович, 1970} Раульт, 1974/, разрезы которых имеют некоторые черты сходства с полностью аллохтон-ным проксимальным Моретанским флишем. Второй тип отложений образует остатки молассоадного чехла олигоценового возраста,непосредственно перекрывающего блоки метаморфических пород.

Комплекс энсиалической вулканической дуги бурдигальско-лан- . гийского возраста залегает на Кабильских сиалических блоках. Он представлен вулканогенно-осадочной толщей, по мощности не превышающей первые сотни метров, и небольшими массивами глубинных магматических пород, абсолютный возраст которых /16,5-14,5 млн. лет/ совпадает с возрастом вулканогенно-осадочной толщи. Петро-

лого-геохимическая специфика этих пород отвечает типичной из-вестково-щелочной серии /Беллон, Брусс, 1977/.

Океанические комплексы выделяются в известной степени условно, ибо они представлены только осадочными отложениями. Состав Ультрателльских и Телльских /собственно/ покровов, а также некоторых Суббетских и Флишевых покровов, незначительная мощность их разрезов, глубоководный характер микрофаунистических ассоциаций, присутствие в отдельных покровах конденсированных разрезов /Вила, 1973/, могут указывать на их принадлежность к океаническому чехлу. Подтверждением этому служат также факты существования океанического типа вулканитов в основании некоторых разрезов покровов Суббетской зоны или Моретанского флиша.

Коллизионный комплекс представлен бурдигал-тортонской толщей морских осадочных отложений с многочисленными горизонтами олисто-стром, олистоплак и запечатанных частей покровов, располагающихся на различных стратиграфических уровнях - от позднего бурдига-ла до середины тортона, при максимальной их приуроченности к среднему тортону /Кикен, 1963{ Дюран-Дельга, 1969; Уайлди, 1983/. Важным обстоятельством является непрерывность морской седиментации отложений так называемых "донадвигового и постнадвигового миоцена", свидетельствующая, что покровообразование происходило в подводных условиях.

На основе имеющихся данных можно сделать некоторые выводы папеотектонического характера.

Существование очень сходных рифтогенных комплексов в пределах Южной Европы и Северной Африки свидетельствует 6 начале рифтогенных процессов в восточной части Пангеи, связанных с раскрытием Западного Тетиса.

В юре, мелу и палеогене существуют пассивные континентальные окраины в области Южной Европы и Северной Африки, что доказывается последовательным переходом одновозрастных отложений от шельфо-вых и неритовых фаций к отложениям глубоководного бассейна, вероятно, подстилавшегося корой океанического типа. Весьма примечательна картина аллохтонного залегания отложений пассивных окраин. При этом аллохтонные комплексы Африканской окраины перемещены к югу по параавтохтонным и автохтонным комплексам Северной Африки, а отложения окраины Южной Европы вместе с их сиалическим основанием тектонически перекрывают северную часть этих аллохтонов.

В рассматриваемой части Западного Средиземноморья практически отсутствуют океанические комплексы, отвечающие второму и тре-

тьему слоям океанической коры, а также гипербазиты океанической мантии. Тем не менее, присутствие глубоководных отложений типа океанического чехла свидетельствуют о существовании бассейна с океаноподобным типом строения коры, разделявшего с юры и до конца палеогена Европу и Африку.

Существование в бурдигале вулканической дуги на Кабильских массивах предполагает субдукцию океанической коры домчоценового бассейна, разделявшего Южную Европу и Северную Африку. Кратковременность действия этой дуги, вероятно, была обусловлена незначительной шириной океанического бассейна, кора которого поглощалась в зоне субдукции.

Совпадение времени максимальных деформаций с временем формирования коллизионных комплексов отражает существенные тектонические преобразования, связанные со столкновением чужеродных блоков с окраинами Африки и Европы.

Характерной особенностью региона является подавляющее господство осадочных толщ мезозоя и палеогена, при полном отсутствии вулканических пород энсиматической островодужной природы.

Палеогеодинамические реконструкции

Для выявления геодинамических обстановок формирования рассматриваемого складчатого обрамления глубоководных котловин использована папинспастическая основа расположения литосферных плит вокруг западного Тетиса по различным временным срезам, выполненная при реализации советско-французской группы совместного проекта "Тетис" /руководители Кс.Ле Пишон, А.Монин, 1984/. Эта папинспастическая основа является наиболее обоснованной, в целом хорошо согласуется с имеющимся геологическим материалом, а также с-качественными реконструкциями, проведенными ранее /Чехович, Зо-неншайн, 1976/. Общие тенденции перемещения крупных литосферных плит после раскола Пангеи для Средиземноморья выразились в юре и раннем мелу в перемещении Африканского континента в в.-ю.в. направлении вдоль границы с Евразией, в связи с чем создавались условия растяжения в с.-с.-з. - ю.ю-в. направлении, в позднем мелу эти относительные движения сменились на обратные, приводя к деформации и складчатости в Альпийском поясе Европы, однако скорость сближения была невысокой /1,5 см/год/-.

Картина развития палеогеодинамическнх обстановок и их смена во времени представляется следующей.

Триас - ранняя юра. Так же как и Карибский бассейн в это время Западное Средиземноморье было "закрыто" сомкнутыми конти-

центами Пангеи П. К востоку от Западного Средиземноморья открывались обширные океанические пространства Восточного Тетиса. Начинается формирование крупных сдвиговых зон - одной, параллельной Магрибу, и второй - вдоль Атласов.

Средня^ - доздня£ юра._Прогибание и растяжение вдоль Маг-рибского и Атласского сдвигов с образованием отложений повышенной мощности. Раскол вдоль зоны Магрибского сдвига, начало формирования асимметричных пассивных окраин открывающегося Магрибского бассейна с накоплением флишевых толщ на крутом северном и глинисто-карбонатных и терригенных - на пологом южном. Образование океанической коры в медленно раскрывавшемся Магрибском бассейне с одновременным углублением происходило с востока на запад

Радний_мел_;1 Продолжение медленного раскрытия Магрибского бассейна, обусловленное смещение Африканской плиты к юго-востоку по отношению к Иберии и Европе. Сохранение флищевого накопления на более крутом северном борту, а на южном - карбонагно-мергелис-того на востоке и песчаного на западе. Заполнение осадками Атласского прогиба. В конце раннего мола к востоку от Западного Сре диземноморья происходит закрытие Лигурийского океана, не повлиявшее на обстановку в Магрибском бассейне.

Поз_дний мел. Значительные погружения в Магрибском бассейне в сеномане - туроне, отмеченные глубоководными фтанитами и мергелистыми фациями на протяжении всего южного /африканского/ борта. Одновременное сокращение мощностей флишевых отложений на северном борту, вероятно, также связанное с углублением бассейна. Реорганизация движения плит вокруг Тетиса в позднем сеноне не отразилась в каком-либо резком изменении обстановки, однако, наращивание океанической коры в Магрибском бассейне прекращается.

Палеоцен_- эоцен^ Вплоть до позднего эоцена развитие аналогичное меловому. В позднем эоцене начинается сближение Африки с Иберией и Европой. Происходит откалывание Альборанского блока от южной Европы и перемещение его к западу. Первые тектонические движения /приабон/, включая шарьяжные перекрытия на северном борту начавшего закрываться Магрибского бассейна, связаны с перемещением Альборанского блока. Изменение направления движения Африканской плиты провоцирует "инерционную" складчатость в Атласском прогибе.

Миоцен_^ Изменение взаимодействия плит вокруг Тетиса. Перемещение Африканской плиты по отношению к Европе и Иберии становит' ся косым /северо-западным/ вместо меридионального. На африканском борту Магриба резкая смена типа осадконакопления - после мергели-

стых телльских толщ формируются монотонные нумидийские песчаники аквитана-бурдигала. Образование покровно-складчатых структур в результате продвижения на запад Альборанского блока, оставившего позади Кабильские массивы. Возникновение кратковременной вулканической дуги на Кабильских массивах в результате поглощения океанической коры Магрибского бассейна и раскрытие в их тылу Се-веро-Алжирской новообразованной впадины. Продолжение формирования покровов в Рифе Марокко и Бетских Кордильерах в связи с "за-дуговым" растяжением в районе Альборанского моря.

Выводы

X, Покровно-складчатое обрамление глубоководных котловин сложено ограниченным числом мезозойско-палеогеновых структурно-вещественных комплексов, среди которых преобладают комплексы континентальной группы /эпиконтинентальных внутренних морей, пассивных континентальных окраин, чужеродных сиалических блоков/. Условно "океанические" комплексы представлены исключительно осадочными глубоководными отложениями /"океанический чехол"/. Это позволяет реконструировать относительно неширокий бассейн, подстилавшийся корой океанического типа, который существовал на протяжении юры, мела и палеогена.

2. Широкое развитие коллизионных комплексов во фронтальных частях альпийских тектонических покровов и наличие аллохтонных чужеродных сиалических блоков есть следствие их столкновения с пассивными окраинами Африки и Европы.

3, Исключительно центробежная вергентность тектонических покровов, располагающихся на краях Африканского и Европейского континентов, по отношению, к современным глубоководным котловинам и практическая одновременность образования покровных структур котловин с корой океанического типа, свидетельствуют о том, что в Западном Средиземноморье покровно-складчатые структуры формировались как бы за счет раскрытия новообразованных бассейнов. Этот процесс происходил при локальном растяжении литосферы в обстановке общего сжатия.

Часть Ш. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЗАПАДН0-БЕРИНГ0В0М0РСК0Г0 РЕГИОНА'

Малые океанические бассейны

Малые океанические бассейны Берингьва моря - Алеутская и Командорская глубоководные котловины, ограничены с запада и севера кайнозойскими покровно-складчатыми структурами восточного побе-

режья северной Камчатки и южного и восточного побережья Корякского нагорья /Олюторский блок/. Вероятно, структуры восточного побережья северной части нагорья /Корякская аккреционная система/ продолжаются в пределах обширного шельфа, ограничивающего Алеутскую котловину с севера. С юга котловины Берингова моря ограничены Алеутско-Командорской островной дугой. Строение коры Командорской котловины близко к типичному для океанов. Мощность ее 12-14 км, осадочного чехла - 1-2 км. Скважина глубоководного бурения > 191 под чехлом верхне-миоцен-плиоценовых осадков вскрыла толеитовые базальты океанического типа с абсолютным возрастом 9,8 млн.лет /Харберт и др., 1987/. Для восточной части впадины сейсмикой устанавливаются структуры растяжения сбросового типа /Баранов и др., 1989/. Наибольшие значения в целом высокого теплового потока локализуются вдоль относительно узкой зоны грубо параллельной континентальному ограничению впадины и интерпретируются как отражение зоны палеоспрединга /Богданов, 1988/. У южного окончания этой зоны вблизи Командорских островов недавно обнаружен современный вулкан. Мощность коры в Алеутской котловине 15-16 км, осадочного чехла - 4-5 км. Идентифицированные линейные магнитные аномалии определяют возраст океанической коры как ран-немеловой /Купер и др., 1978/, что находится в соответствии с величинами теплового потока.

Подводный хребет Ширшова, разделяющий Командорскую и Алеутскую котловины, имеет мощность коры 18 км /Богданов, Непрочнов, 1984/. Он не сопровождается структурами, которые могли бы интерпретироваться как признаки глубоководного желоба. В пределах хребта драгированы породы, сопоставляемые с образованиями 3-го слоя океанической коры /возраст метаморфизма - 47 млн.лет, Кепежинскас и др., 1988; Сухов и др., 1988/} меловые очень чистые кремни, сравниваемые с осадками открытого океана /Богданов и др., 1983/, известково-щелочные вулканиты с абсолютным возрастом 36 млн.лет /Сухов и др., 1988/ и туфы с возрастом 16,5 млн.лет /Купер и др., 1978/.

Подводный хребет Бауэрса имеет дугообразное очертание и асимметричный профиль с крутым склоном внешней части дуги. Он сопровождается глубоководным желобом, заполненным осадками /8-9 км/ /Рабинович, Купер, 1977/. Мощность коры в наиболее поднятой части 21-28 км. С достаточным основанием хребет интерпретируется как палеоостроводужная структура /Шолл и др., 1979; Богданов, 1988/.

Алеутская островная дуга морфологически разделяется на Алеутскую и Командорскую части, но обычно рассматривается как единая энсиматическая островодужная структура /Шолл и др., 1975; Борсук и др., 1982; Цветков, 1983/. Однако, имеются данные о существенном различии в строении и истории развития Алеутского и Командорского сегментов. На Алеутах разрез вулканических толщ /с эоцена по голоцен/ начинается породами толеитовой серии и затем наращивается известково-щелочными и перемежающимися известково-щелочными и толеитовыми островодужными вулканитами. На Командорах низы разреза /эоцен/ представлены контрастной риолит-базаль-товой серией /Иващенко и др., 1984/, олигоцен лишен каких-либо признаков вулканической деятельности /Цветков и др., 1989/, а миоценовые вулканиты представлены небольшой мощности шошонитами, которые вообще не известны на Алеутах. В палеогеновых конгломератах Командор Ю.В.Жегаловым установлена галька экзотических пород, неизвестных на островах, что послужило основанием для суждения о континентальном фундаменте Командорского блока /Шапиро, 1976, 1984; Иващенко и др., 1984/. исследования М.Я.Серовой показали совершенную несопоставимость комплексов палеогеновых фо-раминифер Командор и Алеут, а, по мнению Х.М.Саидовой, комплекс микрофауны Командор отвечает теплолюбивой ассоциации. Палеомаг-нитные данные /Шапиро и др., 1989/ также указывают на существенно более южное положение Командор для эоцена.

Континентальное обрамление

Восточная часть северной Камчатки и юг Корякского нагорья /Олюторский блок/ представляют непосредственное континентальное ограничение Берингова моря. Этот блок надвинут на широкую полосу" мел-палеогенового Укэлаятского флишевого комплекса, отделяющего первый от Корякской аккреционной системы. Последняя на западе причленяется к Охотско-Чукотскому вулканическому поясу, а в центральной части несогласно перекрывается субаэральными известково-щелочными вулканитами Западно-Камчатско-Корякского вулканического пояса. Рассмотрение структуры Олюторского блока является ключевым как для решения вопросов, связанных с геодинамическими об-становками формирования покровно-складчатого обрамления бассейнов Берингова моря, так и с проблемами генезиса последних.

В Олюторском блоке распространены ->азповозрастные комплексы пород различной геодинамической природы, приуроченные к следующим районам.

Фронтальный район является как бы пограничной полосой,опо-

ясывающий весь Олюторский блок с севера и северо-запада. Региональный надвиг отделяет его от области распространения Укэлаят-ского флиша. Восточный район /или район Олюторского хребта/ тор-цово причленяется с юга к крайней восточной части Фронтальной зоны, на востоке граничит с Алеутской котловиной, а на западе ограничен крупным разломом. На самом юге к Олюторскому хребту тектонически причленяется одноименный полуостров, располагающийся непосредственно на продолжении хребта Ширшова. К западу от района Олюторского хребта располагается плиоцен-четвертичный Апукский грабен, который затухает на севере в пределах Фронтальной зоны, а на юге как еы открывается в Олюторский залив Командорской котловины. Западнее Апукского грабена к Фронтальной зоне с юга причленяется протяженный Ильпинско-Пахачинский район, а юго-восточней параллельно ему располагается Говенско-Карагинский район,непосредственно образующий западный борт Командорской котловины. Самое восточное положение занимает район Карагинской ак-реционной призмы, слагающей восточную часть одноименного острова. На комплексах Олюторского блока несогласно налегают вулканиты Апукско-Вывенкского пояса.

В пределах Олюторского блока выделяются следующие группы структурно-вещественных комплексов: океаническая /в широком смысле/, островодужная, глубоководных желобов и смежных аккреционных призм, вулканического пояса, наложенного на аккреционную систему, и рифтогенная.

Группа океанических комплексов включает: а/ офиолитовый комплекс, б/ комплекс базальтов океанического типа, в/ комплекс осадочного чехла окраинного моря, г/ комплекс окраинноморских олистостром.

а/ Офиолитовый 1<омпле1<с_известен только на о.Карагинском, составляя часть сложно построенной аккреционной призмы /Чехович и др., 1989/. Он сильно тектонизирован и представлен серпентини-товыми меланжем, пластинами серпентинизированных гарцбургитов, блоками и пластинами параллельных диабазовых даек и их метамор-физованными аналогами, блоками габброидов расслоенного комплекса и редкими чешуями шаровых лав толеитовых базальтов океанического типа. Геохимические особенности параллельных даек и базальтов определяют их как неистощенные ниэкотитанистые толеиты окраинных морей /Кравченко-Бережной, 1989/. Абсолютный возраст параллельных даек 81-84 млн.лет (K/Ar метод), для гранатовых амфиболитов из меланжа получена цифра 67+5 млн.лет, а для зеленых

сланцев по диабазам параллельных даек - 30+5 млн.лет. Первые цифры могут характеризовать возраст формирования офиолитового комплекса. Вторые и третьи, вероятно, отвечают процессам метаморфизма, связанным с последующими тектоническими процессами.

б/ Коотлекс_б£зал^тов_о]<е^нич^с1<ог;о_т11П£ подразделяется на два подкомплекса: истощенных толеитовых базальтов ложа окраинного моря и обогащенных базальтов типа океанических поднятий на трансформных разломах. Первый из них образует изолированные тектонические пластины или выходит в тектонических окнах во Фронтальном и Восточном районах. Он представлен преимущественно подушечными лавами с отдельными линзами и прослоями кремней и по типу разреза оценивается как относительно глубоководный. Палеонтологические датировки по микрофауне радиолярий /определения В.С.Вишневской/ для разных районов варьируют - альб-турон /оз. Плтгын/, сеноман - ранний коньяк /оз.Эпильчик/, коньяк - ранний сантон /бух.Анастасия/, поздний сантон - ранний кампан /р.Ни-чакваям/. Пока не ясно, представляют ли эти разновозрастные базальты части единого разреза или отвечают латеральной смене по мере удаления от оси /центров/ спрединга. Второй подкомплекс, впервые установленный А.В.Федорчуком /1984/, распространен на Олюторском п-ове. По строению разреза и текстурным особенностям выделяются три типа образований, формирующих покровно-чешуйчатую структуру полуострова: лавовый, относительно глубоководный г кре-мнисто-гиалокластитово-лавовый, относительно мелководный; и кремнисто-диабазовый, представляющий, очевидно, субвулканические аналоги базальтов предыдущего типа. Обогащенные океанические базальты сопоставляются с вулканитами подводных гор на трансформных разломах, описанных в Восточно-Тихоокеанском хребте /Батиза, Ванко, 1984/. Одна из чешуй верхней половины покровов датируется поздним сантоном - ранним кампаном /определения В.С.Вишневской/.

в/ Комплекс_осадочного чехла окра2Шдого_моря представлен поэднемеловыми кремнистыми и кремнистыми с примесью туфогенного материала породами, распространенными главным образом во Фронтальном районе. Они слагают либо отдельные чешуи и пластины, либо более тесно связаны с породами основания /т.е. с окраинномор-скими базальтами/, формируя в целом конформные разрезы, хотя непосредственные контакты обычно сорваны. Возраст базальных горизонтов кремнистых толщ оказывается различным в разных районах -в районе оз.Эпильчик - сеноман-туронским, вблизи оз.Гытгын -коньяк-раннесантонским, в бухте Анастасия - позднесантон-кампан-

ским /определения В.С.Вишневской/. Наиболее высокие известные горизонты подобных разрезов датируются Маастрихтом. Примесь ту-фогенного материала в кремнях устанавливается лишь с коньяка. Верхние части разреза комплекса связаны фациальными переходами с кремнисто-вулканогенным комплексом островодужной природы.

г/ Компле2<с_о№аи_нномор£ких_оли£тостром_слагает узкую полосу вдоль Алеутского побережья Олюторского хребта /Богданов и др., 1983/. Матрикс олистостромы представлен глубоководными черными алевролитами и аргиллитами, олистолиты и олистоплаки - базальтами и гиалокластитами океанического типа, кремнями и вулканическими брекчиями известково-щелочного состава. Определение комплексов радиолярий из различных олистолитов дает коньяк-ранне-кампанский, кампан-маастрихтский, маастрихт-датский /Геология юга..., 1987/, а также палеогеновый /или моложе/ возраст, судя по проходящим видам радиолярий палеогена- миоцена. В матриксе определимых органических остатков не встречено. Однако присутствие в нем олистолитов, возраст которых не древнее палеогена, предполагает, что формирование этого комплекса могло происходить от палеогена до миоцена включительно.

Группа островодужных комплексов включает: а/ позднемеловой кремнисто-вулканогенный комплекс, б/ позднесенонско-раннепалео-ценовый вулканогенно-обломочный, в/ комплекс глубинных магматических камер островной дуги, г/ палеогеновый вулканогенно-осадоч-ный, д/ палеоген-раннемиоценовый терригенный вулканомиктовый комплекс.

а/ Крем^исто-'вулканогенный ¿омпле!<с_имеет возраст от коньяк-сантона.до кампан-маастрихта. Среди вулканических пород преобладают меланократовые известково-щелочные базальты /Сухов, 1983/, изотопные данные по которым свидетельствуют о выплавлении их из истощенного мантийного источника /Сухов, 1987/.

б/ По2Д^еседо^с1<о^раш1е£алеац£новый_вул1<аногедно-обломочный комплекс характеризуется преобладанием разнообразных вулканических выбросов при резкой подчиненности лавовых покровов. В составе брекчий доминируют базальты и андезито-базальты, отвечающие остро-водужным толеитам и низкокалиевым известково-щелочным породам /Геология юга.,,, 1988/. Вместе.с тем имеются свидетельства о присутствии в верхах разреза шошонитов /Федоров, 1987/.

в/ Комплекс_глу£идных_м£гматич^ представлен дунит-клинопироксенит-габбровыми аллохтонными пластинами и иногда массивами с кольцевым строением /Кравченко-Бережной,

Чехович, 1986; Геология юга..., 1988/. Петролого-геохимический материал показывает, что эти породы не могут быть отнесены к классической офиолитовой ассоциации, а скорее всего являются остатками промежуточных камер, поставлявших расплавы для острово-дужных базальтов, аналогично как это принимается для подобных массивов в Кордильерах Северной Америки и на Аляске/Колман,198б/.

г/ Палеог£новый_вул1<а2югенко-осадоч_ный комплекс развит в Говенско-Карагинском районе и включает две фациально различные толщи - туфо-лавовую и туфо-флишоидную. В составе вулканитов выделяются нормальные известково-щелочные, высококалиевые извест-ково-щелочные и шошонитовые.

д/ Палеог^н-р^ндемиоценовый_т£рригенный_вул2<адо№1<товый_ комплекс отделяет выходы меловых островодужных комплексов на севере от палеогеновых на юге Олюторского блока. Разрез практически непрерывен от Маастрихта до среднего миоцена /Тарасенко и др., 1970; Гладенков и др., 1988/. Литолого-фациальной особенностью этих мощных терригенных толщ является их формирование за счет разрушения вулканитов базальтоидного состава и меняющейся примеси ту-фогенного материала /Горигорьев и др., 1988/. Можно полагать, что этот комплекс отвечает образованиям осадочной террасы островной дуги.

Группа комплексов глубоководных желобов и смежных аккреционных призм включает: а/ палеогеновый флишоидный комплекс и б/ комплекс осадочного меланжа.

а/ Палеог^новый_флищоидны{4 1<омплекс_слагает пластины и чешуи, сложенные разнородными преимущественно тонкообломочными осадочными пакетами, в которых иногда присутствуют горизонты и линзы олистостром с разнообразными по составу олистолитами и крупные олистоплаки низкокалиевых толеитовых базальтов, а также, возможно, и лавовые покровы последних /Чехови« и др., 1989/. Среди бен-тоносных фораминифер, обнаруженных в этой толще /Шапиро, Петрина, 1985 /, присутствуют родовые формы, характерные для глубин 50006000 м.

б/ Комплекс_осадочного меланжа слагает прибрежную юго-восточную часть о.Карагинского и отдельные небольшие участки на побережье Олюторского залива. Породы комплекса очень сильно, но неравномерно тектонизированы. В аргиллит-алевролитовом матриксе обильны разнообразные включения - олистолиты, а также крупные пластины и блоки чужеродных образований, которые имеют как различный возраст /от позднемелового до среднеэоценового/, так и не-

совместимый состав /океанические толеиты и островодужные извест-ково-щелочные вулканиты/. Подобное сонахождение разновозрастных фрагментов и образований было обусловлено, видимо, сближением формаций, принадлежащих различным палеогеографическим областям, что свойственно главным образом аккреционным комплексам, а сильная их тектонизация более всего напоминает описанные в литературе типы субдукционного меланжа /Треве, 1983; Талвани, Лангсет, 1985/.

Позднемиоцен-раннечетвертичный вулканический пояс наложен на покровно-складчатые структуры Олюторского блока и протягивается параллельно побережью Командорской впадины. Субаэральная дифференцированная базальт-андезит-дацит-риолитовая серия имеет под-коровое происхождение /Кепежинскас, 1985/ и сформировалась за счет субдукции океанической литосферы под литосферу южной Корякин. Выход на поверхность сейсмофокальной зоны, с которой был связан пояс, трассируется по оси гравитационной аномалии, протягивающейся вдоль побережья Олюторского залива до полуострова Озерного на юге. Аномалия интерпретируется как структура глубоководного желоба, засыпанного осадками, мощностью до 4 км.

Позднемиоцен-раннечетвертичный рифтогенный комплекс развит в пределах Апукского грабена, располагающегося на продолжении позд-некайнозойской оси спрединга Командорской впадины /Богданов и др., 1989; Баранов и др., 1989/. Вулканиты Апукского грабена образуют единый базальт-андезит-даци^овый ряд и несут в своем составе " риф-тогенные" признаки. Они кристаллизовались из более сухих и высокотемпературных расплавов и обладают меньшим уровнем обогащения литофильными элементами, что может рассматриваться как влияние рифтогенных процессов на состав источника, его относительно не-обедненный характер /Кепежинскас, 1985/. Это подтверждается составом глубинных включений /Богданов, Кепежинскас, 1989/.

х. х

X

Особенности тектонического строения Олюторского блока таковы.

Стру!ктура^ Ор он та ль но <5 зо ны_п одчиняется прежде всего региональному Ватынско-Вывенкскому надвигу, протяженностью более 500 км, по которому Олюторский блок тектонически перекрывает Укэлаят-ский флиш. Поверхность надвига достаточно полого падает на юг и юго-восток, а в некоторых районах имеет субгоризонтальное залегание /Митрофанов, 1977; Богданов и др., 1980; Алексеев, 1979/. Породы меловых островодужных и океанических комплексов слагают крупные полого залегающие чешуи, в целом конформные с региональ-

ным надвигом. Этот признак является главной особенностью тектоники Фронтальной зоны.

Восточный район, имеющий резкие тектонические ограничения с другими районами Олюторского блока и омываемый водами Берингова моря, характеризуется северо-северо-восточными простираниями структур, резко не согласующимися с направлением структур во Фронтальной зоне и на Олюторском полуострове. Он включает три главнейших структурных элемента, надвиговые границы между которыми ориентированы субмередионально. Самое низкое структурное положение занимает вытянутый узкой полосой вдоль Алеутского побережья терригенный олистостромовый комплекс. Его структуры ориентированы косо по отношению к таковым вышележащего покрова. Средний покров сложен исключительно островодужными комплексами, которые образуют на юге и в центральной части района пластины с моноклинально залегающими слоистыми туфогенными толщами, а в северной характеризуются чешуйчато-блоковым строением в связи с преобладанием массивных пакетов вулканитов. Третий /верхний/ структурный элемент Восточного района формирует западные склоны Олюторского хребта. За исключением небольших чешуй, сложенных породами океанических комплексов, он также сложен островодужными образованиями. Ряд тектонических пластин субмеридионально вытянут вдоль склонов хребта.

В райО]1е_Олюторс1<ого_полуостро1зах торцово причленяющегося к Олюторскому хребту /Восточному району/, развиты исключительно океанические комплексы. Они образуют пакет покровов, надвиговые границы которых в целом конкордантны с широтным простиранием вулканических толщ и падают на север под углами 30-40°, т.е. в обратную сторону по отношению к Ватынскому региональному надвигу.

Ильпинско-Пахачинский ра^он, сложенный преимущественно па-леоген-раннемиоценовыми терригенными вулканомиктовыми толщами, отделяется от Фронтальной зоны системой кулисообраэных разрывов надвигового характера, падающих на юго-восток. Аналогичными разрывами этот район отделяется от Говенско-Карагинского, палеогеновые островодужные вулканиты которого часто надвинуты на Ильпинс-ко-Пахачинские осадочные отложения. Структура этого района существенно менее сложная, чем всех других в пределах Олюторского блока. Характерны весьма протяженные /до нескольких десятков км/ моноклинали /хребет Майны-Какыйнэ/. В зонах вблизи крупных продольных надвигов иногда отмечаются опрокинутые, сорванные вдоль осей антиклинальные складки и более простые открытые - синклиналыые.

Говенс^о^Кар^гинекому району, непосредственно ограничивающему Командорскую котловину, свойственна своеобразная веерная структура, протягивающаяся параллельно границе шельфа. В прибрежной полосе структуры опрокинуты на юго-восток, а конкордант-ные с их простиранием надвиги падают на северо-запад. Напротив, со стороны Ильпинско-Пахачинского района серия разрывов падает на юго-восток, а складки опрокинуты на северо-запад.

Район Карагинской: аккрецио£ной_п£измы как бы продолжает и усиливает тенденцию к юго-восточной вергентности складчатых и разрывных структур Говенско-Карагинсхого района. Строение призмы характеризуется последовательным поддвигом друг под друга различных пластин и чешуй. Их внутренней структуре свойственны многочисленные изоклинальные опрокинутые складки и серии чешуйчатых надвигов. Максимальной тектонизации подвергнут комплекс субдук-ционного меланжа на крайнем востоке о.Карагинского /Чехович и др., 1986, 1987, 1989/.

Очень важными общими особенностями тектоники всего Олюторс-кого блока являются следующие: а/ отсутствие существенных угловых несогласий в колонне островодужных пород от известных самых верхних горизонтов мела до середины среднего миоцена, б/ участие пород нижнего миоцена в покровных структурах, особенно вблизи тектонических границ выделенных районов, в/ приуроченность наибольших деформаций пород к северо-западному ограничению Олю-торского блока /Фронтальная зона/ и к "тыловой" зоне вдоль границы с Командорской котловиной, в то время как центральная часть блока имеет относительно наименьшую нарушенность.

Палеогеодинамические реконструкции

Палеогеодинамический анализ процессов, приведших к формированию структур западного складчатого обрамления Беринговоморских котловин, на качественном уровне показал, что основными были процессы аккреции /Александров и др., 1975; Богданов и др., 1983} Тильман, 1987; Соколов, 1989/. Автором совместно с А.П.Ставским, М.В.Кононовым и Л.П.Зоненшайном проведена попытка количественной интерпретации этих процессов, основываясь на расчетах М.В.Кононова о направлениях и скоростях перемещения океанических плит Кула и Тихоокеанской /Ставский и др.» 1988/. Из этих расчетов следует, что названные океанические плиты за последние 110 млн.лет постоянно сближались с континентальной плитой Евразии, причем их движение в целом происходило в северо-западном направлении. Скорость движения плиты Кула относительно Евразии менялась незначительно

и была равной 16,5 см/год, а скорость сближения Тихоокеанской и Евраэиатской плиты менялись от 6,7 до 8,3 см/год.

Основополагающими в оценке палеогеодинамической ситуации являются два аспекта. Прежде всего, это положение окраинно-конти-нентальных вулканических поясов. Поэднемеловой Охотско-Чукотский пояс маркировал континентальную окраину Евразии, а палеоген-ран-немиоценовый Западно-Камчатско-Корякский отмечал окраину аккрети-рованного к Евразии сооружения Северной Корякин. Второй аспект определяется несомненным существованием меловых и палеогеновой энсиматических островных дуг, которые не могли бы развиваться в непосредственном соседстве с вулканическими поясами /т.е. на том месте, где они расположены в современной структуре/ и, следовательно, были выдвинуты на восток, в океан. При аккретировании к окраине континента /столкновении/ крупных структур - островных дуг или иных блоков, происходило "заклинивание" зон субдукции, ее прекращение и, следовательно, прекращение деятельности вулканического пояса. Сохранение же перемещения океанической плиты приводило к образованию новой зоны поглощения океанической коры в тылу аккретироваиного сооружения.

Первый этап образования аккреционной структуры северной Корякин, завершившийся заклиниванием зоны субдукции Охотско-Чукот-ского пояса /Ставский и др., 1988/ недавно рассмотрен С.Д.Соколовым /1989/. Ниже главное внимание уделяется заключительным этапам формирования складчатого обрамления Беринговоморских котловин.

По^дний^ мел. Вплоть до турона продолжалась активная деятельность Охотско-Чукотского пояса, затем происходит ее спад. В середине позднего мела /коньяк?/ в пределах Пацифики происходит заложение Олюторской /Ватынско-Вауэрской/ дуги с зоной поддвига с северо-запада. Высокие скорости спрединга в Пацифике способствовали перемещению /надвиганию/ дуги по направлению к континенту /аналогично продвижению Карибского выступа Пацифики в Карибском регионе/. В Маастрихте происходит заклинивание зоны субдукции Охотско-Чукотского пояса.

Палеоцен_-_ранний эоцед. реорганизация, связанная с прекращением субдукции под Охотско-Чукотский пояс. Перестройка в Олюторской дуге - разрыв ее по сдвигу, в связи с разделением плиты Кула на Алеутскую и Палео-Командорскую части. Начало субдукции Тихоокеанской плиты с востока под восточную часть бывшей Олюторской дуги и развитие палеогеновой Говенско-Карагинской островной дуги. В раннем эоцене возникает Алеутская островная дуга, отго-

родившая от Пацифики алеутскую часть плиты Кула.

Поздний! эоце_н ^ д аш! 1?й_ми оц е_н. Постепенное прекращение суб-дукции под Говенско-Карагинскую дугу и ее быстрое сближение с аккреционной системой Корякин и Камчатки. В результате субдукции под них формируется эоцен-раннемиоценовый Корякско-Западно-Кам-чатский вулканический пояс. Как результат взаимодействия Алеутской и Палео-Командорской коры при движении последней вслед за Олюторским блоком /Говенско-Карагинской дугой/ формируется подводный хребет Ширшова.

Средди£ ки£Ц£н_-_кв^артер_:_ Олюторский блок сталкивается с окраиной Евразии /аккреционной системой Корякин/. Происходит раскол на западном склоне хребта Ширшова и раскрывается современная Командорская глубоководная впадина. Это раскрытие компенсируется поглощением древней, более тяжелой Палео-Командорской океанической коры под аккретированным Олюторским блоком. В результате этого возникает позднемиоцен-раннечетвергичный Апукско-Вывенкский вулканический пояс, наложенный на Олюторский блок, а на северном продолжении оси спрединга Командорской котловины - Апукский рифт с вулканитами своеобразной геохимической специфики /Кепежинскас, 1987/.'

Выводы

1. В строении эшелонированных аккреционных систем Западного Беринговоморья участвуют преимущественно островодужные и океанические /в широком смысле, включая окраинноморские/ комплексы. Завершение причленен'ия аккреционной системы к окраине континента, или к аккретированной же системе, маркируется возникновением наложенного вулканического пояса, связанного с постоянным перемещением плит Пацифики навстречу Евразии. Принципиально различная геодинамическая природа тектонически совмещенных структурно-вещественных комплексов, присутствие "экзотических" блоков с фауной низких широт /Тильман, 1987/ и палеомагнитные данные по различным комплексам Олюторского блока /Хейфиц, 1988; Коваленко, 1989/ свидетельствуют о существенной удаленности областей Формирования различных комплексов друг от друга.

2. В общей структуре ближайшего складчатого обрамления котловин /Олюторский блок/ выделяется внешняя или фронтальная центробежная система тектонических покровов, связанная со столкновением блока с ранее аккретированной системой северной Корякин, заклиннвшего зону субдукции Западно-Камчатско-Корякского вулканического пояса /"мгновенная аккреция"/, и обратной, в сторону впа-

дины, вергентностью надвигов в тыловой зоне, обязанной процессам образования Говенско-Карагинской аккреционной призмы у зоны суб-дукции /"постепенная" аккреция/.

3. Природа Беринговоморских котловин различна - Алеутская является реликтовой, отгороженной одноименной островной дугой частью Пацифики, Командорская - новообразованной, возникшей в результате рифтинга более древней Палео-Командорской океанической коры. Раскрытие этой впадины компенсировалось поглощением древней коры под Олюторским блоком.

Часть 1У. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ СКЛАДЧАТОГО ОБРАМЛЕНИЯ МАЛЫХ ОКЕАНИЧЕСКИХ БАССЕЙНОВ /СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ/

Подходя к решению названной проблемы в целом, очевидно, целесообразно сопоставить данные по структурно-вещественным комплексам /СВК/, тектоническому устройству регионов, найти сходства и различия в генезисе глубоководных котловин и их обрамления, наконец, попытаться сравнить динамику взаимодействия литосферных плит в течение меэозойско-кайнозойской истории. Этим вопросам посвящена 1У-я заключительная часть диссертации.

Сравнительный анализ СВК

Из предшествующего анализа структурно-вещественных комплексов следует, что заложение бассейнов с океаническим типом строения коры в Западном Средиземноморье и Мексикано-Карибской области произошло в результате раскола Пангеи, о чем свидетельствует широкое развитие рифтогенных комплексов, представленных красно-цветами "грабеновых фаций" и эвапоритами. Аналогов подобным комплексам, которые бы свидетельствовали о расколе континентальных масс, в Западном Беринговоморье мы не находим, что указывает на иные геодинамические обстановки, связанные с существованием в раннем мезозое Панталассы к востоку от Евразии. Такое противопоставление объясняет, в известной мере, и те глубокие различия, которые затем наметились в геологической истории Атлантического и Тихоокеанского сегментов Земли.

В частности, если в первом из указанных сегментов широкое развитие получили комплексы пассивных континентальных окраин: отложения шельфов, континентальных склонов и отчасти подножий, известных в позднеюрских и меловых отложениях Карибского региона, а также в поэднеюрско-меловых и палеогеновых толщах Западного Средиземноморья /внешние зоны Магрибского бассейна/, то подобные комплексы ни в мелу, ни в кайнозое в Западно-Беринговоморском регио-

не не кашли, распространения.

То же относится и к классу чужеродных сиалических блоков и пластин. В Карибском регионе имеются блоки с домезозойским и мезозойским основанием. К первым из них относятся Гондурасско-Ни-карагуанский блок /микроконтинент/, перемещенный со стороны Па-цифики, массивы Санта-Марта и Гуахира, причлененные по сдвигам к Южно-Американской плите. К мезозойским образованиям принадлежат сиалические комплексы Кубы, сложенные в одних случаях аккретиро-ванными неметаморфизованными, в других - метаморфизованными породами .

В Западном Средиземноморье блоки с домезозойским основанием формируют Бетские, Рифские, Кабильские "внутренние" массивы. Они возникли в результате раскола Альборанского мегаблока, отторжен-ного ранее от Южной Европы.

В Западном Беринговоморье /юг Корякского нагорья, Олюторская зона/ структурные подразделения, которые бы отвечали рангу микроконтинентов, не установлены. Здесь, напротив, в аккрецию вовлекались приокеанические и океанические структуры, как, впрочем, и в Карибском регионе, в особенности в частях сопрягавшихся с Пацификой.

Среди них самое широкое распространение имеют структурно-вещественные комплексы островодужной группы, полностью отсутствующие в Западном Средиземноморье.

В обрамлении Карибских ^ассейнов известны позднеюрско-мело-вые, меловые, палеогеновые и плиоцен-четвертичные /включая современные/ островодужные комплексы. Меловые и более поздние комплексы накапливались обычно на предшествующей вулканической дуге, либо имели первичную энсиматическую природу. Сложно решается вопрос с реконструкцией позднеюрско-раннемеловых комплексов, которые имеют локальное распространение, подверглись метаморфизму и иногда образуют аллохтоны, родина которых остается неизвестной. Как бы то ни было, энсиматические островные дуги внутри Карибского региона возникали вдоль границы взаимодействия плит Пацифики и Атлантики и лишь Панамско-Коста-Риканская дуга сформировалась при отшнуро-вании Карибского выступа, т.е. внутри одной из плит Тихого океана /Фараллон/. Несколько иной характер имеет палеогеновая островная дуга Кайман-Сьерра-Маэстра, сформированная в результате раскрытия Юкатанской глубоководной впадины, за счет поглощения более древней Палео-Юкатанской коры.

В обрамлении Берингова моря также широко представлены позд-неюрско-раннемеловые, меловые, позднемеловые и палеогеновые ост-

роводужные комплексы, слагающие различные чужеродные блоки,при-члененные к краю Евразии. В различные моменты геологической истории они представляли собой выдвинутые в Тихий океан островные дуги, а их включение в состав обрамления произошло до оформления Беринговоморских впадин.

Полное отсутствие комплексов энсиматических островных дуг в Западном Средиземноморье может только подтвердить правильность приведенных реконструкций, согласно которым раскрытие Магрибско-го бассейна между Иберией и Африкой было весьма ограниченным и условий для возникновения энсиматических дуг не возникало.

Наиболее ярким представителем группы океанических комплексов является офиолитовая ассоциация, широко распространенная в Карибском регионе и в меньшей степени в Западно-Беринговоморском. В рассматриваемой части Западного Средиземноморья офиолиты практически отсутствуют. По возрасту офиолиты Карибии подразделяются на позднеюрско-раннемеловые и меловые. Их появление в структурах обрамления соответствует этапам перестройки зон поглощения и столкновения энсиматических островных дуг и чужеродных блоков с континентами. Б обрамлении Беринговоморских впадин офиолитовые комплексы присутствуют практически во всех чужеродных блоках в основном островодужной природы, маркируя зоны столкновения либо с окраиной Евразии, либо этих блоков между собой. В пределах Олю-торского блока офиолиты острова Карагинского участвуют в строении аккреционной призмы палеогеновой островной дуги. Можно предполагать, что подобное же структурное положение занимают и некоторые офиолиты других блоков.

К океанической группе принадлежит также комплекс окраинно-морских базальтов, соответствующий подводным горам на трансформных разломах, образования которого известны на северном обрамлении Венесуэльской впадины /п-ов Сур, о.Гаити/ Карибского моря и на северном обрамлении Командорской впадины Берингова моря /Олю-торский п-ов/. Они образуют своего рода малые чужеродные блоки, причлененные к островодужным структурам с внутренней стороны - к дуге Больших Антилл в Карибском регионе и к Ватынской дуге в Бе-ринговоморском. В Западном Средиземноморье этот комплекс также не известен.

Во всех регионах развиты осадочные отложения, которые накапливались на коре океанического типа как в пределах собственно океанов, так и в окраинноморских бассейнах. Отнесение этих комплексов к образованиям подобного рода подтверждается фактами непо-

средственного налегания осадочных колонн на вулканиты океанического типа /верхняя осадочная часть покрова Лома-Де-Йерро в северной Еенесуэле, титон-готеривские глубоководные известняки на океанических базальтах на севере Кубы, кремнистая толща на гыт-гынских базальтах в Олюторском блоке, океанические толеиты в основании моретанского флиша в Алжире/.

Группа комплексов активных окраин объединяет окраинно-кон-тинентальные вулканические пояса, вулканические пояса на аккре-тированных системах и локальные вулканические дуги на чужеродных сиалических блоках. Подобные структуры и слагающие их комплексы наиболее характерны для Западно-Беринговоморского региона /Охот-ско-Чукотский меловой окраинно-континентальный пояс, Западно-Кам-чатско-Корякский палеогеновый и Апукско-Вывенкский плиоцен-четвертичный/. Локальная вулканическая дуга на чужеродном Кабильском блоке была сформирована в неогене в Западном Средиземноморье. Подобные пояса полностью отсутствуют в обрамлении Карибских бассейнов, ибо меловой и кайнозойский пояса Северных Анд и кайнозойский пояс на чужеродном Центрально-Американском блоке непосредственно не связаны с собственно Карибскими бассейнами, а отвечают взаимодействию плит Пацифики с Южно-Американской и Карибской.

Если суммировать сказанное, то можно прийти к следующим выводам.

1. При общем сходстве/структурно-вещественных комплексов пассивных окраин Карибского и Западно-Средиземноморского регионов, в структуре их покровно-складчатого обрамления усматриваются и некоторые раз'личия. Так, в Карибском регионе последовательность комплексов,перекрывающих друг друга по направлению от континента к глубоководной котловине, следующая: комплексы пассивной окраины, океанические, островодужные» для Западного Средиземноморья - комплексы пассивной окраины, океанические /исключительно океанический чехол/, чужеродные сиалические блоки.

2. Неоспоримо сходство энсиматических островодужных комплексов в Карибском и Западно-Беринговоморском регионах, однако, в Карибском островные дуги сталкивались с пассивными окраинами, т.е. океаническая кора, разделявшая дуги и пассивные окраины, поглощалась под приближающейся дугой, а в Западно-Беринговоморском происходило столкновение дуг с активными окраинами, т.е. разделявшая их океаническая кора субдуцировала под континент.

3. Океанические /в широком смысле/ комплексы в покровно-складчатой структуре обрамлений можно разделить на внешние,ветре-

чающиеся в зоне между столкнувшимися блоками, что характерно для всех трех регионов, и внутренние, причленившиеся к аккрети-ровавшим системам со стороны глубоководных котловин и тесно связанные с ними генетически.

Тектонические структуры

Для тектонических покровов обрамлений характерна в общем виде центробежная их направленность по отношению к глубоководным котловинам с соответствующей вергентностью складчатых структур. Это отражено в Западном Средиземноморье в системе надвигов Бет-ских Кордильер и Балеарских островов, где тектонические покровы перемещались на север, и в покровах Телльско-Рифской области, где они двигались на юг, т.е. от Северо-Алжирской впадины и Аль-боранского моря. Сходная ситуация отмечена в Карибском регионе -тектонические покровы северного обрамления /Куба, Испаньола, Пуэрто-Рико/ перемещались на север, а южного /северная Венесуэла/ - на юг.

В Западном Беринговоморье бросается в глаза фронтальный надвиг Олюторского блока, обрамляющего Командорскую впадину, по которому меловые кремнисто-вулканогенные толщи надвинуты на Укэла-ятский флиш. Таким образом, общая картина представляе'тся сходной.

Однако, во всех трех регионах в определенных зонах надвиги имеют обратный наклон, так же как и вергентность складчатых структур. Подобные соотношения выявлены в южной части о.Гаити в Карибском регионе, в прибрежной зоне Олюторского бцока - в Западно-Берннговоморском. Южная вергентность надвигов на о.Гаити отмечает причленение к островодужной структуре Больших Антилп блока п-ова Сур. Очень близкий случай имеет место на Олюторском п-ве в Берин-говоморском регионе, где покровы и надвиги в толщах различных океанических базальтов падают к северу, т.е. от Командорской впадины. Структуры с обратной вергентностьк изучены в прибрежной части хребта Малиновского, на п-ве Говена и на о.Карагинский /Чехо-вич, 1989/. Во всех указанных случаях несомненна аккреционная их природа.

Эти два типа структур наиболее полно отражают глубинные условия и процессы формирования складчатых обрамлений. Первый "центробежный" тип структур сформировался в результате сближения и столкновения с континентами крупных блоков. В подобном столкновении участвуют либо фрагменты микроконтинента, что наиболее характерно для Западного Средиземноморья, либо островные дуги или их части, что хорошо доказывается на западном-обрамлении Берии-

гова моря и на северном и южном - Карибского региона. Именно при широкомасштабном столкновении формируются обширные и далеко уходящие от фронта тектонические покровы. Они предваряются покровами "выжимания", образующимися при надвигании континентальных блоков на пологий борт бассейна с достаточно мощной осадочной колонной, что в значительной мере облегчается в случае присутствия пластичной эвапоритовой подложки /Западное Средиземноморье/. Согласно известным моделям при столкновении происходит выталкивание тектонических покровов на континент. О том, что в этом процессе участвуют не только верхние горизонты коры, но и части всей лнтосферной пластины, свидетельствуют офиолитовые покровы в обрамлении Карибских и Беринговоморских бассейнов.

Максимальные деформации при столкновении испытывают фронтальные и тыловые части сталкивающегося блока /как при столкновении поезда/. Примером могут служить деформации в различных зонах Олюторского блока и в дуге Больших Антилл. В то же время в центральных частях столкнувшихся блоков /Ильпинско-Пахачинская зона в Олюторском блоке, осевая часть центральной Кубы, центральные части Кабильских массивов/ складчатые дислокации относительно простые, тектонические покровы отсутствуют.

Второй тип деформаций непосредственно связан с аккрецией некрупных блоков и чешуй, сложенных часто различными структурно-вещественными комплексами,,среди которых главную роль играют комплексы океанической группы. Это различно построенные части аккреционных призм или клиньев. Степень и характер деформированнос-ти различных блоков и чешуй в аккреционных призмах существенно различны. Максимальная степень деформации достигается в образованиях типа субдукциоиного меланжа.

Возрастной порядок тектонических пластин в структуре.аккреционных призм может быть как прямым, так и обратным. Прямой порядок возникает чаще при аккреции относительно крупных блоков, в целом сложенных массивными породами, как в случаях п-ова Сур на Гаити и Олюторского п-ова. Представляется весьма вероятным, что тектонические пластины олюторского п-ва, сложенные отчетливо различными базальтовыми сериями, могли представлять нормальный разрез аккретированного вулканического сооружения, а отмечаемые тектонические срывы приурочены к границам между литологически различными пачками. Этот случай характерен для "мгновенной" аккреции или Формирования аккреционных клиньев, при которой тектонические срывы, превращающиеся в надвиги и покровы, не нарушают в

целом нормального стратиграфического положения толщ. Иные структуры возникают при постепенной аккреции, свойственной образованию аккреционных призм. Их изучение начато сравнительно недавно и пока можно говорить лишь об общих закономерностях их формирования. Наиболее яркий и широко известный пример - это рождение хаотических, меланжевых тел, типа Францисканского комплекса Калифорнии. Уже на многочисленных примерах, в том числе работами по глубоководному бурению в желобах и исследованиями на спускаемых аппаратах, а также расчетами показано /Маскле и др'. , 1976; Обуэн и др., 1982> Левин, 1983/, что в процессе субдукции большая часть осадков поглощается, а аккретирование проходит прерывисто. Естественно, что в случае "соскребания" осадочных толщ с пододвигаемой плиты будет происходить не только смятие пакетов, но и срывы, которые нарушат нормальные соотношения, поскольку под уже аккретированную пластину начнет пододвигаться следующая порция пакетов с нормальным разрезом и, соответственно, более молодые отложения окажутся ниже, чем более древние, принадлежащие ранее причлененной пластине. Такое положение отмечается в хорошо стратиграфически датированной аккреционной призме желоба Муэртос на о.Гаити /Бижу-Дюваль и др., 1983/, а также в аккреционной призме о.Карагинский /Чехович, 1989/. Возможно, в результате прерывистой аккреции возникает перемежаемость тектонических пластин, сложенных СВК различных геодинамических обстановок.

В складчатом обрамлении Альборанского моря наблюдается более сложная картина. Деформации Бетсхих Кордильер и Рифа Марокко связаны не только с простым столкновением блока с краями Иберии и Африки, но и растяжением центральных частей блока с образованием утоненной коры Альборанского моря и центробежным сгруживанием пластин по периферии. Этот тип деформаций, превращающий первичные листрические сбросы в надвиги, характерен для областей, в которых условия растяжения и сжатия соседствуют во времени и пространстве. В случае, если бы рама сходящихся Иберии и Африки отсутствовала, то при расколе Альборанского блока возникла бы океаническая впадина с пассивными недеформированными окраинами, как, например, впадина Лигурийского моря здесь же в Западном Средиземноморье. Этот тип деформаций можно назвать деформациями за счет локального растяжения на фоне общего сжатия.

Кроме разнообразных деформаций, обязанных коллизии, аккреции, локальному растяжению на фоне общего сжатия, при анализе выявляются деформации, которые не могут быть объяснены перечне-

ленными причинами. Примером могут служить приабонские тектонические покровы на востоке Магриба и одповозрастная складчатость в ■пределах Сахарского и Тунисского Атласов. Можно предположительно связать эти деформации с инерционными силами, возникающими при резком изменении направления движения плит. Видимо, сходная обстановка возникала и в Карибском регионе в предальбское время, когда произошло резкое возвратное перемещение Южно-Американской плиты на расстояние порядка 200 км. Вероятно, за счет инерционных сил произошла деформация юрско-раннемеловых отложений пассивной окраины Ю;кной Америки - группы Каракас, которая несогласно перекрывается отложениями альба.

О природе малых океанических бассейнов /МОБ/ История формирования складчатого обрамления МОБ показывает, что происхождение их различно. В самом общем виде их можно разделить на две группы - реликтовые и новообразованные.

Реликтовые бассейны представляют собой части прежних океанических пространств, прилегающие к структурам с иным типом коры и отделенные от океанов или смежных глубоководных впадин иной природы, либо крупными континентальными блоками и складчатыми сооружениями, либо современными островными дугами. К подобного типа бассейнам принадлежит Мексиканский залив, представляющий отмершую западную ветвь раскрывавшейся Северной Атлантики.

Колумбийская и Венесудльская впадины вместе с разделяющим их поводным поднятием Беата представляют собой измененную, развивавшуюся с поздней юры по конец мела кору Пацифики. По границе этой коры с океанической корой Атлантики происходило формирование и развитие энсиматических островных дуг, часть которых испытала столкновение с континентами, а другая стала неактивной вследствие их отгораживания от Пацифики.

К этой группе относится также Гренадская впадина, заключенная между подводным порогом Авес островодужной природы и современной дугой Малых Антилл. Заложение в эоцене к востоку от отмершей дуги Авес южной части активной дуги Малых Антилл, отчленило участок океанического ложа, превратив его в изолированную Гренадскую впадину. О том, что последняя не является частью Карибского выступа Пацифики, как Колумбийская и Венесуэльская, свидетельствуют не только косвенные данные, но и отличия в строении коры /Буйс и др., 1985/. Большая мощность осадочного чехла в ее пределах, кроме других факторов, может объясняться также присутствием в его низах образований типа аккреционной призмы, аналогичной

современной Барбадосской.

В Западно-Беринговоморском регионе к группе реликтовых бассейнов относится Алеутский. Со стороны континентов он ограничен складчато-покровными сооружениями Корякин и Берингозоморского шельфа, а с юга и юго-запада, со стороны Тихого океана, - современной Алеутской островной дугой. Структуры складчато-покровного обрамления создавались за счет причленения к континенту чужеродных блоков, которые плита Кула несла на себе,и оформились, в основном, до отгораживания бассейна.

Новообразованные бассейны характерны для всех грех регионов. В Карибском - это Юкатанская впадина и трог Кайман, в Западном Средиземноморье - Лигурийская, Балеарская и Северо-Алжирская впадины, и в Западном Беринговоморье - Командорская.

Юкатанская и Командорская впадины принципиально сходны по характеру формирования - обе начали раскрываться после столкновения островных дуг с континентами. В тылу этих дуг оставались участки относительно древней океанической коры, которые подверглись рифтингу и после начала спрединга начали поглощаться под смежные структуры, в результате чего сформировались недолго существовавшие вулканическая дуга Кайман-Сьерра-Маэстра и Апукско-Вывенский пояс. Новообразованная кора этих впадин по строению очень близка типичной океанической. Структуры обрамления этого рода впадин созданы не только за счет событий предшествовавших их формированию, как в случае реликтовых бассейнов, но и формировались в процессе образования этих впадин /отмеченные вулканические дуги и пояса, эоценовые тектонические покровы на Кубе, окучивание в подводном хребте Ширшова/.

Несколько иной обстановкой характеризовалось формирование Северо-Алжирской впадины и Альборанского бассейна, где расколу подверглись участки континентальной корь. Альборанского блока и юга Европы с перемещением я надвиганием этих блоков к югу и юго-востоку на узкую полосу океанической коры Магрибского бассейна, а другой их части - на северо-запад, вероятно, на утоненную континентальную кору Пребетского бассейна. В результате и были сформированы все структуры и наиболее характерные центробежные тектонические покровы Западного Средиземноморья. Имевно в подобной ситуации покровно-складчатое обрамление впадин формировалось одновременно и в связи с их раскрытием.

Таким образом, формирование структур складчатого обрамления МОБ может либо полностью быть связано с их раскрытием /случай

раскола континентальных блоков Западного Средиземноморья/, либо осложнять в основном ранее созданные структуры /случай рифтинга более древней океанической коры Палео-Юкатанской и Палео-Коман-дорской впадин/.

Особый пример раскрытия новообразованного бассейна представляет Кайманский трог, обязанный своим возникновением крупному сдвигу по границе между литосферными плитами. Формирование бассейнов, связанных с крупными сдвигами, приводит лишь к незначительной деформации прилегающих структур обрамления, о чем можно судить по не скрытому водами обрамлению трога Кайман - хребту Сьер-ра-Маэстра.

Динамика взаимодействия крупных литосферных плит в мезозойско-кайнозойской истории регионов

Предложенные выше палеотектонические реконструкции с определенной детальностью показывают историю внутренних преобразований в рассматриваемых регионах, приведших к формированию соответствующих малых океанических бассейнов и их складчатых обрамлений. Естественно, что эта интерпретация не может быть вполне однозначной. Однако, принципиальный характер{движения крупных литосферных плит, так сказать, движения "рамы", расчеты которых проводились многими исследователями, разняться лишь в деталях. Это дает основание рассмотреть и сравнить перемещение и взаимодействие крупных литосферных плит в истории развития регионов.

Карибский регион. Расхождение континентальных плит Северной и Южной Америк в связи с раскрытием северной Атлантики, начавшееся в поздней юре, практически непрерывно продолжается вплоть до палеогена. Образующееся между континентальными плитами пространство заполнялось океанической корой Карибского выступа Пацифики. Поскольку движение океанической коры Карибского выступа Пацифики и Атлантики было встречным, вдоль их границ возникали островные дуги. Однако, раскрытие Колумбийского и Венесуэльского бассейнов закончилось в кампане,и дальнейшее расхождение континентальных плит компенсировалось уже раскрытием Юкатанской впадины. Таким образом, можно говорить, что в Карибском регионе малые океанические бассейны сформировались в условиях расхождения континентальных плит. Образование этих бассейнов прекратилось сразу после смены расхождения континентальных плит на их проскальзование. В целом, весь исторический процесс перемещения и взаимодействия крупных литосферных плит в этом регионе привел к образованию Карибской малой плиты, проскальзывающей между плитами Северной и Южной Америк

Западное Средиземноморье. Тенденция перемещения и взаимодействия крупных литосферных плит Африки и Европы в Западном Средиземноморье состоит вначале в их незначительном расхождении с формированием ограниченного океанического пространства между ними. Затем следует медленное схождение континентальных плит, приведшее к столкновению Адриатического выступа с Европой за пределами собственно рассматриваемой части Западного Средиземноморья. Следствием этого явились перераспределение напряжений и перестройка в регионе. Последняя выразилась в отколе от южной Европы Корсикано-Сардинского и Альборанского блоков, их перемещении с поглощением под ними ранее созданной океанической коры и раскрытии в их тылу новообразованных бассейнов с океанической корой. Следовательно, в Западном Средиземноморье образование МОБ происходило в целом в обстановке сближения литосферных плит. Формирование этих бассейнов заканчивается сразу после завершения процесса перераспределения напряжений, т.е. перестройка проходит только за счет имевшегося "свободного пространства".

Западно-Беринговоморский регион. Вся мезозойско-кайнозой-ская история Западного Беринговоморья связана с постоянным схождением Евразии и океанических плит Пацифики. Процесс взаимодействия этих плит приводил, с одной стороны, к возникновению окра-инно-континентальных вулканических поясов и постепенному аккре-тированию различных комплексов к краю континента, сменяемого столкновением с окраиной континента чужеродных блоков, заклинивавших прежнюю зону поглощения и перескоком этой зоны в тыл приращенных блоков. В палеогене произошло выдвижение зоны субдукцми уже в океан, в результате чего образовался реликтовый Алеутский бассейн, а затем к юго-западу от него, после столкновения в миоцене Олюторского блока, произошло раскрытие Командорской глубоководной впадины. Таким образом, в Западном Беринговоморье формирование реликтовой и новообразованной впадин произошло на фоне схождения континентальной и океанической плит.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рассмотрение тектоники и геодинамики складчатого обрамления малых океанических бассейнов в разных сегментах нашей планеты и сравнительный их анализ позволяют сформулировать следукщие основные завещаемые положения.

1. В пределах покровно-складчатых обрамлений малых океанических бассейнов Карибского, Западно-Средиземноморского и Запад-

но-Беринговоморского регионов распространены разнообразные структурно-вещественные комплексы, формирование которых происходило в различных геодинамических обстановках в областях, удаленных друг от друга. Впоследствии в каждом из них они подверглись сближению и тектоническому совмещению,,

Показано, что в Карибском регионе автохтонные комплексы обрамления представлены отложениями пассивных окраин Северной и Южной Америк, на которые последовательно были шарьированы комплексы континентального склона и его подножья, океанический чехол и образования 2-го и 3-го слоев /офиолиты/, чужеродные блоки и ос-троводужные комплексы. Последние принадлежат различным островным дугам, формировавшимся вдоль границы взаимодействия Пацифики и Атлантики.

В Западном Средиземноморье автохтонные комплексы также представлены отложениями пассивных окраин Африки и Европы, которые тектонически перекрыты морскими неритовыми и глубоководными отложениями, сформированными на утоненной континентальной и океанической коре, флишевыми комплексами и пластинами метаморфических пород причлененных чужеродных блоков. Почти полное отсутствие здесь островодужных вулканитов объясняется незначительным раскрытием Западного Тетиса.

В обрамлении глубоководных впадин Западного Беринговоморья преобладают разновозрастные'комплексы аккретированных островных дуг и окраинных морей, формирующие последовательно причлененные аккреционные системы. На них наложились окраинно-континентальные вулканические пояса разного возраста, маркирующие новые границы континента.

2, Образование малых океанических бассейнов происходило как при дивергенции /Карибский бассейн/, так и конвергенции /Западное Средиземноморье, Западно-Беринговоморский регион/ крупных лито-сферных плит. Это привело к формированию двух различных типов бассейнов. Первый из них является реликтовым и связан с отгораживанием части океанического ложа островными дугами или континентальными микроплитами. В Беринговом море - это Алеутская котловина, являющаяся частью Пацифики; в Карибском регионе - Мексиканский залив и Гренадская впадина, представляющие собой разновозрастные захваченные части Атлантики, а также Колумбийская и Венесуэльская впадины, являющиеся видиоизмененной частью Пацифики; в Средиземноморье, за пределами рассматриваемого региона, это впадины Восточного Средиземноморья, являющиеся реликтами Тетиса. Второй тип

бассейнов связан с раскрытием впадин с новообразованной океанической корой, которые формируются за счет локального рифтинга различных по природе участков земной коры. С одной стороны - океанической в случае Командорской и Юкатанской впадин, а с другой -континентальной, как это имело место в Западном Средиземноморье, где уже затем произошли спрединг и раскрытие новообразованных впадин с океанической корой.

3. Покровно-складчатые обрамления реликтовых малых океанических бассейнов были созданы аккреционными процессами до структурного оформления котловин и не претерпели дальнейших изменений.

Обрамления новообразованных впадин, напротив, испытывали серьезную перестройку в процессе их раскрытия /среднеэоценовая складчатость и покровообразование к северу от Юкатанской впадины, плиоцен-четвертичный вулканизм в обрамлении Командорской впадины/.

Преобразование структур обрамления новообразованных впадин находилось в причинной зависимости от типов компенсации их раскрытия - с одной стороны, за счет поглощения подвергшейся рифтин-гу древней океанической коры под смежные стабильные блоки /Юкатанская, Командорская впадины/, а с другой - за счет торошения, расслаивания, выжимания на различных уровнях, включая мантийный, и неглубокой субдукции. Второй тип компенсации обязан обстановкам локального растяжения на фоне общего сжатия /впадины Западного Средиземноморья/.

Процесс раскрытия новообразованных впадин приводит во многих случаях к возникновению на их обрамлении непродолжительно существующих вулканических дуг, кратковременность действия которых обусловлена быстротой раскрытия впадин /7-8 млн.лет/. Начало и прекращение раскрытия впадин контролируется взаиморасположением крупных литосферных плит.

4. Внешнее сходство структур обрамлений малых океанических бассейнов, выражающееся в преобладании центробежного расположения тектонических покровов по отношению к современным ограничениям впадин не обусловлено единой причиной. В одних случаях /Западное Средиземноморье/ оно действительно объясняется раскрытием впадин, и в других /Карибский регион. Западное Беринговоморье/ - процессами аккреции, предшествовавшими собственно оформлению впадин.

РАБОТЫ, ОПУБЛИКОВАННЫЕ ПО ТЕМЕ ДИССИРТАЦИИ

1. Геологическое строение и история геологического развития Больших Антилл. Автореф. канд. диссерт. М., 1966.

2. Тектоника Нумидийского хребта. Северная Африка. Бюлл. МОИП, отд. геол., 1970, »6

3. О тектоническом районировании Латинской Америки. Изв. ВУЗов. Геол. и развед., 1976, Р 12 /совместно с В.Е.Хаиным, Я.Г. Кацем/

4. Основные черты структуры и тектонического развития Альпийской складчатой области Северной Африки в мезозое и кайнозое. Геотектоника, 1976, Р 3 /совместно с Л.П.Зоненшайном/

5. Геодинамическая обстановка формирования мезозойско-кай-нозойских меднопорфировых месторождений в Андийском поясе и Карибском регионе. Изв. ВУЗов, Геология и развед., 1978, » 6 /совместно с Я.Г.Кацем и Л.Н.Волковой/

6. Геологическая карта Южной Америки. Масштаб 1:5 ООО ООО. Мингео СССР, 1979 /совместно с Ю.А.Ивановым, М.Ф.Кравченко, A.A. Самохиным, Г.Я.Ткачевым, А.Ф.Адамовичем/

7.' Геодинамические принципы районирования и основные закономерности размещения месторождений меди, свинца, цинка и молибдена в Андийском складчатом поясе. Изв. ВУЗов. Геология и разведка, 1979, Р 10 /совместно с Я.Г.Кацем и Л.Н.Волковой/

8. Тектоническая карта Южной Америки. Масштаб 1:20 ООО ООО. Мингео СССР, 1979 /совместно с Я.Г.Кацем, Ю.А.Ивановым, Г.П.Онуф-риюк/

9. О возрасте ватынской свиты. Изв. АН СССР,' сер. геол., 1980,.р 12 /совместно с В.С.Вишневской, А.Н.Суховым/

10. Объяснительная записка к геологической карте Южной Америки. Мингео СССР, Недра, 1980 /совместно с Ю.А.Ивановым, М.Ф. Кравченко, А.А.Самохиным, Г.Я.Ткачевым/

11. О тектоническом строении северо-восточной части Олютор-ской зоны. Геотектоника, 1980, Р 3 /совместно с Н.А.Богдановым, А.А.Александровым, С.А.Паланджяном/

12. Тектоническая история Анд в мезозое и кайнозое. Геотектоника, 1930, Р 6

13. Тектоническая карта Северной Евразии. Масштаб 1:5 000 000, ред. акад. А.В.Пейве, А.Л.Яншин, 1980 /автор макета Северной Африки/

14. Эволюция складчатого обрамления малых океанических бассейнов. II Съезд советских океанологов. Геология морей и океанов, вып.Ill. 1981

15. Океаническая олистострома западного побережья Алеутской впадины. Геотектоника, 1982, » 5 /совместно с Н.А.Богдановым, Н.А.Суховым, А.В.Федорчуком, В.С.Вишневской/

16. Тектоника Огаоторской зоны. В кн.: Очерки тектоники Корякского нагорья. М., Наука, 1982 /совместно с Н.А.Богдановым, А.Н.Суховым, В.С.Вишневской/

17. Возраст вулканогенно-кремнистых образований Олюторской зоны /Корякское нагорье/. Изв.АН СССР, сер. геол., 1983, » 8 /совместно с Н.А.Богдановым, А.В.Федорчуком, В.С.Вишневской, А.Н.Суховым/

18. Эволюция Мексикано-Карибского региона /опыт анализа с позиции тектоники литосферных плит/. Геотектоника, 1983, Р 6 /совместно с А.Г.Рябухиным, Л.П.Зоненшайном, В.Е.Хаиным/

19. Геологическое развитие Карибского бассейна как западной части Тетиса. В кн.: Палеоокеанология. Колл.ОЗ. Доклады 27 МГК, М., Наука, 1984, т.З /совместно с А.Г.Рябухиным, Л.П.Зоненшайном, В.Е.Хаиным/

20. Малые океанические бассейны Карибского и Западно-Среди-эемноморского регионов. Тезисы 27 МГК, т.Ш сек.06,07. М., Наука, 1984

21. Проблемы формирования глубоководных впадин Карибского бассейна. В кн.: Геология морей и океанов. Тезисы докл. У1 Всесоюзной школы-семинара по морской геологии. М., 1984 /совместно с А.Г.Рябухиным/

22. Аккреционная призма западного обрамления Командорской глубоководной впадины. В сб.: Геология морей и океанов. Тез. докладов УП Всесоюзной школы-семинара по морской геологии. М., 1986,

т.2 /совместно с И.Р.Кравченко-Бережным и Г.Ю.Авериной/

23. Особенности тектонической эволюции Восточной Кубы в связи с раскрытием Юкатанской глубоководной впадины. В сб.! Геология морей и океанов. Теэ. докладов УП Всесоюзной школы-семинара по морской геологии. М., 1986, т.2

24. Проблема офиолитов юга Корякского нагорья и острова Ка-рагннского. В кн.: Офиолиты восточной окраины Азии. ДВН1Д АН СССР, Хабаровск, 1986 /совместно с И.Р.Кравченко-Бережным/

25. Мезозойско-кайнозойская тектоническая эволюция Северных Анд и их металлогенические особенности. Изв. ВУЗов, Геология и разведка, 1987, * 5 /совместно с А.В.Кузьменко, Я.Г.Кацем, Б.М. Крятовым/

26. Осадочный меланж острова Карагинского. В кн.: Геология Тихого океана. Ш Тихоокеанская школа по морской геологии, геохи-

мии и геохронологии. Тез. докладов, 1987 /совместно с Г.Ю.Авериной/

27. Структура восточной части острова Карагинский. В сб.: Геология Тихого океана. Ш Тихоокеанская школа по морской геологии, геохимии и геохронологии. Тез. докладов. 1987 /совместно с И.Р.Кравченко-Бережным, Г.Ю.Авериной, Д.В.Коваленко/

28. Палинспастические реконструкции Анадырско-Корякского региона. Геотектоника, 1988, Р б /совместно с А.П.Ставским, М.В. Кононовым, Л.П.Зоненшайном/

29. Мезозойско-кайнозойская история геологического развития юга Корякского нагорья. В сб.: Геология морей и океанов. Докл. сов. геол. на 28 МГК, М., Недра, 1989 /совместно с Н.А.Богдановым и С.М.Тильманом/

30. Условия формирования складчатого обрамления малых океанических бассейнов. В сб.: Геология морей и океанов. Доклады сов. геол. на 28 МГК, М., Недра, 1989

31. О тектонике острова Карагинского. Геотектоника, 1989,

» 1 /совместно с И.Р.Кравченко-Бережным, Г.Ю.Авериной и Д.В.Коваленко/

32. Геология западной части Беринговоморья. М., Наука, 1990 /Монография, совместно с Н.А.Богдановым, И.Р.Кравченко-Бережным и др./

33. Геодинамическая к^рта СССР, 1989. Под редакцией Л.П.Зо-неншайна, Н.В.Межеловского, Л.М.Натапова /Макет Корякского нагорья, совместно с А.П.Ставским/ .

34. Nuevos datos géologlcos sobre el norte de la provincia de Oriente Cuba. Tecnológica, 1963, N 4 (con. A.F.Adamovich)

35. Nuevos datos géologicos sobre la provincie de Baracoa. Tecnológica, 1964, N 3 (con". A.F.Adamovich)

36. Condiciones geodinámicas de la formacion de los yacimientos de cobre porfídico en el Caribe y en los Andes. VIII Conferencia Geologica del Caribe. Abstractes. 1978 (con. A.F.Adamovich,

R.Cabrera)

37. Interpretación actualista del desarollo tectonico del sur del Caribe. IX Conferencia del Cajribe. Rep. Dominicana. San Juan, 1980

38. Edad y condiciones de formacion de las silicitas de la zona de Camajuani (Cuba). Ciencias de la Tierra y del Espacio, 1982, N 5 (con. V,S.Vishnevskaya, J.Albear)

39. Ophiolites of South Koryakia and the origin of Koman-dor deep-water trough. Ofioliti, 1982 (2/3) (with N.A.Bogdanov)

40. Remnants of the Cretaceous back-arc basin in the South Koryakia. Problems of formation and evolution. Geodynamics of back-arc regions. Symp. Texas. University. Houston. 1982

41. Deformation of the Late Cretaceous oceanic complexes at the western coast of thé. Aleutian depression (Bering Sea). Symposium. Ophiolites: oceanic tectonics and metamorphism. Ofioliti, Florence. Italy. 1983, N 3 (with N.A.Bogdanov, A.V.Fedorchuk, A.N.Sukhov, V.S.Vishnevskaya)

42. Development of the Caribbean basin as the western part of the Tethys. Palaeoceanography. Coll. 03. 27 IGC. Reports Vol.3. Moscow. 1984 (with A.G.Ryabukhin, L.P.Zonenshain, V.E.Khain)

43. Origin of the Karaginsky Island ophiollte (Bering Sea). XVI Pacific Science Cong. Seoul, Korea. 1987. Abstracts (with

I.R.Kravchenko-Berezhnoy)

44. Tectonics of the continental margin of Komandorsky basin. Geodynamic symposium "Paleomagnetic constrains on crustal motions". Texas University. 1988 (with i.R.Kravchenko-Berezhnoy, G.Yu.Ave-rina, D.V.Kovalenko)

45. Plate tectonics and palinospastic reconstructions of the Anadyr-Koryak region (North-West USSR). Tectonics. 1989, N 6 (with A.P.Stavsky, M.V.Kononov, L.P.Zonenshain)

46. west Bering Sea framing - accretionary prysm from Karaginsky Island. 28 IGC. Washington. USA. 1989. Abstracts (with

I.R.Kravchenko-Berezhnoy, G.Yu.Averina)

47. Plate tectonics applied to the Anadyr-Koryak region.

28 IGC. Washington. USA. 1989. Abstracts (with A.P.Stavsky, M.V, Kononov, L.P.Zonenshain)

СДЯ. San. 804 rapas 120 T - 19565