Средиземноморский орогенический пояс

от Карибского моря до Южно-Китайского, отделяя южную группу древних платформ (Африка, Аравия, Индия), до середины юры составлявших континент Гондвану, от северной группы платформ (Восточная Европа, Сибирь, Тарим, Китай).

граница отвечает фронту надвигов вдоль Загроса и Гималаев. Перед фронтом надвигов залегают мощные толщи платформенных осадочных отложений, начиная с позднего кембрия и до кайнозоя. Эти толщи представляют фрагмент гондванской окраины. Формирование тектонических покровов началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием краевых прогибов, заполненных молассами. Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире.

эволюцией океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Реликты океанской коры (офиолиты), маркируют главные структурные швы. Выделяются несколько таких швов: позднепалеозойский, раннемезозойский (триас-юра), меловой, палеоген-неогеновый. Cреди складчатых структур пояса можно различить многочисленные террейны – обломки Гондванскогои Евразийского происхождения. Комплексы, формировавшиеся на гондванской окраине имеют карбонатный тип разреза, характерный для условий пассивной континентальной окраины и аридного климата. Одновозрастные структуры Евразийской окраины сложены, преимущественно, островодужными вулканогенными ассоциациями и осадочными сериями, отвечающими гумидному климату.

Внешняя зона сложена мел-олигоценовыми флишевыми и молассовыми толщами. Внутренняя зона характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Отмечаются выходы на поверхность блоков докембрийских метаморфических пород, позднетриас-юрских известняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных в матрицу мелового флиша. К юго-западу располагается Закарпатская впадина, в пределах которой известен пояс известково- щелочных вулканических пород плиоценового возраста.

Карпаты

новейшей структуры, связанное с надвигообразованием является прямым следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой и обусловлено активностью остаточной сейсмофокальной зоны под Карпатами.

которой обрезано впадиной Черного моря. В ядре обнажаются триасовые и юрские отложения, на крыльях – неогеновые. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север.

континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в которой включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские известково-щелочные базальты и андезиты островодужного происхождения. В разрезе они отделены несогласием и ассоциируют с морскими кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими и мел-палеогеновыми мелководными существенно карбонатными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла шельфовую равнину.

Флиш –олистостромовая толща, пассивная окраина Тетиса

Андезибазальтовая серия, активная окраина Тетиса

Грубообломочная толща, орогеническая стадия

Карбонатно-терригенная толща , шельф окраинного моря

ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область возникла на месте мезозойско-раннекайнозойской пассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии. В строении области выделяются два типа разрезов. Северный тип,

отвечающий территории Большого Балхана, представлен песчано-сланцевыми толщами, деформированными перед мелом. Южный – Копетдагский тип, представлен непрерывной карбонатно-терригенной толщей от юры до миоцена, испытавшей складчатость в позднем кайнозое, характеризуется чередование мелководных известняков, мергелей, песчаников, глинистых сланцев, накапливавшихся в условиях шельфа. В миоцене названные комплексы в виде тектонических покровов были перемещены на север, сформировав горно-складчатое сооружение, обрамляющее с юга Туранскую плиту.

Копетдаг

с Индийским континентальным массивом. Дугообразная структура области включает серию покровов, перемещенных в северном направлении.

В структуре Северного Памира распространены позднепалеозойские и раннемезозойские известково-щелочные островодужные вулканические комплексы, перемежающиеся с толеитовыми базальтами, карбонатно-терригенными толщами флишевого, олистостромового строения и разновозрастные, в том числе докембрийские, породные ассоциации, формирующие хаотический комплекс аккреционной призмы. Тынаманский шов, отвечает границе распространения покровов Северного Памира, которые включают комплексы Евразийской активной окраины Тетиса. Южнее распространены складчато- надвиговые сооружения генетически связанные с его Гондванской окраиной.

В строении тектонических покровов Центрального Памира участвуют палеозойско- раннемезозойские терригенно-карбонатные отложения, маркирующие различные участки континентального шельфа и подножия.
Рушанско-Пшартский шов соединяет комплексы Центрального и Южного Памира и сложен реликтами океанических и рифтогенного комплексов Завершение формирование шва отвечает рубежу юры-мела.

В структуре Южного Памира можно выделить два структурных элемента. Юго- восточный участок наполнен позднепалеозойско-раннемезозойскими преимущественно карбонатными отложениями гондванской пассивной окраины, а на юго-западе выведен на поверхность раннедокембрийский метаморфический комплекс кратонного типа. В меловое время получили широкое распространение пестроцветные обломочные отложения, субаэральные кислые и средние вулканические породы, которые ассоциируют с гранитными батолитами известково-щелочного ряда. Начало коллизионного события с Индийским массивом отвечает олигоцену. На неотектоническом этапе оформилась современная конфигурация тектонических покровов и общая дугообразная структура Памира.

Скифской плиты. Среди них намечаются две полосы, отвечающие Передовому и Главному хребтам. Для первого наиболее примечательны палеозойские офиолиты и островодужные вулканогенно-осадочные комплексы, перекрытые терригенным угленосным комплексом позднего карбона – перми. В строение Главного хребта участвуют раннедокембрийские метаморфические комплексы, отвечающие фундаменту Макерского кратонного террейна.

глинистыми сланцами, которые включают большое количество лавовых покровов. В обрамлении Главного хребта лавы имеют ярко выраженный известково-щелочной состав и представлены базальт-андезит- риолитовой серией. Их формирование связано с функционированием Большекавказской островной дуги. В центральной части Большого Кавказа развиты толеитовые базальты океанического типа. Их формирование в тылу дуги отмечает условия растяжения, при котором, вероятно, произошло образование Большекавказского осадочного бассейна. Позднеюрско-меловой интервал разреза образован в результате заполнения этого бассейна. В составе присутствуют глинисто- кремнистые толщи, терригенные флишевого строения. На периферии антиклинория Большого Кавказа распространен также палеогеновый флиш.

молассоидного облика, занимает Закавказский кратонный террейн. Его докембрийские комплексы обнажаются в нескольких массивах (Дзирульский массив). Южная граница массива совпадает с Севано-Акеринской шовной зоной, по которой он спаян с Нахичеванским миогеоклинальным террейном гондванского происхождения. Этот блок также имеет докембрийское сиалическое основание, повсеместно перекрытое палеозойским плитным комплексом, в составе которого преобладают известняки.

на цоколе Закавказского континентального массива в интервале от юры до позднего мела и контролировала субдукционную зону, которою заклинил Нахичеванский террейн. Вулканогенные комплексы Малого Кавказа имеют характерный состав. На юге преобладают толеитовые серии, ассоциирующие с относительно глубоководными глинистыми сланцами и известняками. На севере распространены преимущественно известково- щелочные лавы дифференцированной базальт-андезит-риолитовой серии в ассоциации с относительно мелководными обломочными толщами. После аккреции Нахичеванского блока и перескока зоны субдукции за его структуры, на юге Кавказа был сформирован новый вулканический пояс – Аджаро-Триалетский. Максимум островодужного вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему Малому Кавказу отмечаются следы деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Последний этап вулканической деятельности относится уже к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии.

и Паратетис.

Закрытие Палеотетиса отвечает позднему палеозою и раннему мезозою. Результатом герцинского этапа стало формирование южного складчатого обрамления Восточно-Европейской платформы. В это время был построен фундамент Скифской и Туранской плит.

рифтогенеза на окраине Гондваны, который сопровождался отделением от нее серии относительно мелких миогеоклинальных террейнов. Следующий аккреционный этап на Евразийской окраине Палеотетиса отмечается на рубеже триаса – юры, когда эта котловина перестала существовать. В зону субдукции этого времени попали микроконтиненты, в том числе гондванского происхождения. Субдукция была блокирована и "перещелкнута" в новое положение.

обширные окраинные бассейны (Паратетис). Меловой период развития Евразийской окраины Неотетиса относительно спокойный, в это время удерживалась стабильная картина сближения с Африкано-Аравийским континентальным массивом.

формирование новых вулканических поясов. В тылу активной окраины формируются рифтовые впадины Черного и Каспийского морей.
Начало главного коллизионного события отмечается в конце палеогена. При континентальном столкновении вулканическая деятельность прекратилась, океан Неотетис был полностью закрыт, начались процессы, связанные с преобразованием тыловодужных бассейнов Паратетиса.