И. Б. Филиппова, В. А. Буш
ФУ ГНПП Аэрогеофизика, МПР РФ
А. Н. Диденко
Институт физики Земли им. Г. А. Гамбурцева РАН
Обширные пространства покровно-складчатых областей Евразии, заключенных между Восточно-Европейской, Сибирской и Китайской платформами, выделяются в качестве Урало-Монгольского покровно-складчатого пояса [Зоненшайн и др., 1990; Муратов, 1965, 1974], представляющего собой один из наиболее сложных на Земле структурных ансамблей. Из этого пространства выделяют собственно Уральский пояс, заключенный между Восточно-Европейской платформой и Ханты-Мансийским, Казахстано-Северо-Тянь-Шаньским древними массивами на востоке, Центрально-Азиатский пояс, протягивающийся от Тянь-Шаня на западе, через Центральный Казахстан, Алтае-Саянскую область, Монголию, западное Забайкалье до Витима на востоке, и Монголо-Охотский пояс, заключенный между Сибирской платформой и Хингано-Буреинским массивом.
В этом огромном пространстве собраны фрагменты допалеозойских континентальных блоков, пластины палеозойской океанической коры различного времени формирования, разновозрастные островные вулканические дуги, новообразованные складчатые системы и континентальные массы с их активными и пассивными окраинами. Все они находятся друг с другом в разнообразных сочетаниях, часто торцовых, обусловленных крупномасштабными горизонтальными тектоническими перемещениями. Не случайно вопросам формирования Урало-Монгольского покровно-складчатого пояса со времен А. Д. Архангельского и Н. С. Шатского всегда уделялось большое внимание в тектонической литературе.
Из работ последнего времени, заложивших основу современного геодинамического понимания развития пояса на океанической стадии, то есть от раскрытия до закрытия Палеоазиатского океана, достаточно указать на исследования Зоненшайн и др. [1990], Моссаковский и др. [1993], К. Скотиза и Я. Голонки [Scotese and Golonka, 1993], А. Шенгера с соавторами [Шенгер и др., 1994; Sengör et al., 1993], Диденко и др. [1994], Н. Л. Добрецова с соавторами [Dobretsov et al., 1995], Печерский, Диденко [1995], М. И. Кузьмина с соавторами [Кузьмин и др., 1995], Гордиенко, Михальцов [[2001].
Особенно значимым вопросом в проблеме развития Палеоазиатского океана является реконструкция расположения, характера и особенностей эволюции зон субдукции, обусловивших закрытие океанических пространств, сближение и последующее столкновение структурных элементов Урало-Монгольского покровно-складчатого пояса.
Палеомагнитные данные в многочисленных реконструкциях 70-80-х годов [например, Палеомагнитология, 1982; Piper, 1983; Scotese et al., 1979] использовались в основном для расчета положения континентов, океанические же пространства оставались на них белыми пятнами. Исключение представляют реконструкции, выполненные Зоненшайн и др. [1987, 1990], где использованы палеомагнитные данные не только по древним континентам, но и по палеозойским складчатым областям, в результате чего палеоокеанические пространства стали заполняться реальными объектами океанического генезиса. Эти геодинамические построения несут в своей основе идею о существовании в пределах Палеоазиатского океана множества разнообразных микроконтинентов как гондванского, так и лавразийского происхождения, а также островных дуг, которые в результате аккреционных и коллизионных процессов сформировали к концу палеозоя Урало-Монгольский пояс.
В работах Дж. Шенгера, Б. А. Натальина и В. С. Буртмана [Шенгер и др., 1994; Sengör and Natal'in, 1996; Sengör et al., 1993] предлагается совершенно другая модель развития Урало-Монгольского пояса. По их мнению, в истории Палеоазиатского океана существовал единый пояс конвергенции литосферных плит, протягивающийся вдоль южной окраины Сибирского и восточной окраины Восточно-Европейского палеоконтинентов (современные координаты). Основную часть этой границы, вплоть до середины силура, занимала дуга Кипчак. Затем дифференцированные вращения вышеуказанных плит привели к полной деформации структуры дуги Кипчак, выразившейся в ороклинных изгибах, крупных сдвигах и многочисленных повторениях фрагментов островных дуг и докембрийских микроконтинентов. Необходимо отметить, что существующие палеомагнитные данные как по континентам, так и по структурам Урало-Монгольского пояса нельзя полностью объяснить моделью существования единой дуги в раннем палеозое, протягивающейся вдоль Уральской окраины Восточно-Европейского и Алтае-Саянской окраины Сибирского палеоконтинентов.
Иная концепция, основанная на разработках Л. П. Зоненшайна, была выдвинута авторами Палеогеографического атласа Северной Евразии [1997]. Они предполагали существование, по меньшей мере, двух систем зон субдукции в Палеоазиатском океане, располагавшихся между Европейским и Сибирским континентами. Последнюю по времени схему предложил недавно Пучков [[2000], вернувшийся к идее единой "субдукционной системе'', менявшей во времени свое положение и огибавшей Сибирский континент то с севера, то с юга.
Сравнительному анализу основных палеогеодинамических схем Урало-Монгольского покровно-складчатого пояса были посвящены работы К. Клотвийка [Klootwijk, 1996] и Буртман [1999]. Как видно из этих работ, проблема геодинамического развития складчатого пояса еще далека от своего разрешения. Очевидно, необходимо от построения обзорных мелкомасштабных схем переходить к более детальным и конкретным разработкам, более полно учитывающим кинематические особенности перемещения литосферных плит и микроплит. Именно эту цель преследуют авторы настоящей работы.
Важным шагом в этом направлении являются исследования по международному проекту "Атлас литолого-палеогеографических, структурных, палинспастических и геоэкологических карт Центральной Евразии''. Этот проект совместно разрабатывался в 1997-2001 гг. геологическими службами Азербайджана, Казахстана, Киргизии, Китая, России, Таджикистана, Туркмении и Узбекистана. В состав Атласа входят, в частности, литолого-палеогеографические карты масштаба 1:2 500 000 по 43 возрастным срезам от позднего протерозоя до четвертичного периода. Они отражают современное расположение литолого-петрографических комплексов и их палеогеографические характеристики и являются уникальной по детальности современной базой взаимно увязанного фактического материала, разработанной специалистами по геологическому строению отдельных регионов Центральной Евразии. На основе этих карт и имеющихся в нашем распоряжении палеомагнитных данных российскими исследователями были построены 23 палинспастические палеогеографические карты масштаба 1:10 000 000 для отдельных этапов от венда до плиоцена. Карты составлялись коллективом исследователей, включавшим В. А. Буша, Ю. А. Воложа, А. Н. Диденко, В. Г. Казьмина, И. Б. Филиппову и Т. Н. Хераскову при участии А. А. Белова, В. Н. Пучкова и С. П. Шокальского (Россия), В. А. Быкадорова, В. Я. Кошкина, Л. И. Скринник и А. В. Смирнова (Казахстан), А. В. Дженчураевой и Р. А. Максумовой (Киргизия) и А. К. Бухарина (Узбекистан). Реконструкции охватывают не всю территорию Урало-Монгольского покровно-складчатого пояса, а только его Уральскую и Центрально-Азиатскую (до Алтае-Саянской области) части, то есть пространства, располагающиеся между Восточно-Европейским, Сибирским и Таримским палеоконтинентами. Всю эту область мы назвали Центрально-Азиатским складчатым поясом.
Настоящая статья основана на анализе 8 упомянутых палинспастических карт: 430 млн лет (S1 ), 390 млн лет (D1 em), 380 млн лет (D2 gv), 360 млн лет (D3 fm), 330 млн лет (C1v1 ), 305 млн лет (C3 ), 280 млн лет (P1 ), и 255 млн лет (P2 ), сопровождающих ее в уменьшенном и схематизированном виде.
Для построения палинспастических карт в качестве принципиальной основы нами были использованы разработки Зоненшайн и др. [1990], откорректированные и модифицированные, по данным К. Скотиза, при составлении Палеогеографического атласа Северной Евразии [1997]. В последней работе представлена практически вся геологическая и палеомагнитная фактологическая основа наших построений, исключение представляют данные, появившиеся после выхода этого атласа, на них в тексте есть ссылки. Расположение континентов по широте и ориентация их по странам света решающим образом ограничили пространства Палеоазиатского океана (за исключением положения континентов относительно друг друга по долготе, не фиксируемого палеомагнитными методами). Учитывалась не только палеоширота, но и палеомагнитное склонение, описывающее разворот блока относительно других блоков и современной системы координат. Следует отметить ограниченность имеющегося объема палеомагнитных данных, характеризующих отнюдь не все структурные элементы (террейны). В таких случаях положение террейнов принимается как условное.
Палеогеографические обстановки, условия осадконакопления и характер магматизма переносились на палинспастическую основу с базовых литолого-палеогеографических карт. В процессе составления карт палинспастическая основа в необходимых случаях корректировалась с учетом геологических комплексов-индикаторов геодинамических обстановок, а также в тех случаях, когда пространства океанической коры между континентами оказывались недостаточными для размещения в них известных террейнов. Ширина океанических пространств в тех случаях, когда для этого не имелось прямых палеомагнитных количественных оценок, показывалась весьма условно исходя из оценок скоростей спрединга по содержанию TiO 2 в базальтах MORB-типа [Матвеенков, 1983] и субдукции по соотношению железа к магнию в эффузивах известково-щелочных серий [Miyashiro, 1974] из соответствующих палеоокеанических бассейнов. Палинспастические карты составлялись в последовательности сверху вниз по геологической истории с целью снятия эффектов последующих деформаций.
Сложной и не всегда однозначно решаемой задачей являлось восстановление первичного расположения, направлений перемещений и поворотов многочисленных мелких микроконтинентов, островных дуг, для которых сейчас не имеется сколько-нибудь надежных палеомагнитных данных. Для этого, прежде всего, использовались геологические геодинамические индикаторы - расположение пассивных активных окраин континентальных блоков и их трансформных ограничений. Время столкновения блоков друг с другом определялось по возрасту деформаций, смене палеогеографических условий и появлению коллизионных гранитоидов. Направление наклона зон субдукции устанавливалось по хорошо описанным методикам [например, Хаин, Ломизе, 1995]: по латеральному увеличению щелочности в вулканитах, по наличию в разрезах бонинитовых серий, по размещению аккреционных призм, синхронных субдукционному магматизму. Расположение зон спрединга океанической коры указывается лишь тогда, когда для этого имеются палеомагнитные определения палеошироты и абсолютного простирания палеорифта [Печерский, Диденко, 1995]. В остальных случаях зоны спрединга показаны как предполагаемые.
При оценке составленных нами палинспастических карт следует учитывать, что наиболее достоверным на них является расположение крупных континентальных масс на тех или иных палеоширотах и углы их поворотов, показанные по комплексу палеомагнитных данных. Менее достоверна изображенная на картах ширина океанических пространств между континентами (особенно в направлении с запада на восток), реконструированная в значительной мере по геологическим данным. В значительной мере условным является размещение среди океанических пространств мелких террейнов, не имеющих ныне палеомагнитной характеристики.
Существование Палеоазиатского океана, бассейна между Сибирью и Восточной Европой с одной стороны, а с другой, Восточной Гондваной [Дергунов, 1989; Зоненшайн и др., 1987], надежно устанавливается с вендского времени: имеются, по крайней мере, три хорошо абсолютно датированных офиолитовых комплекса в Западной Монголии. Это Баян-Хонгорский с возрастом 569 млн лет [Kepezhinskas et al., 1991], Хан-Тайшири - 568 млн лет [Хаин и др., 1999], Дариби - 573 млн лет [Хаин и др., 1999]. Начало кембрия характеризуется интенсивным новообразованием океанической коры в Палеоазиатском океане и отделением от Восточной Гондваны ряда микроконтинентов Центральной Азии (Сырдарьинско-Северо-Тяньшанского, Актау-Моинтинского, Таримско-Цайдамского и др.). В это время оформились две протяженные субмеридиональные островодужные системы, пролегавшие вблизи сибирской (с субдукцией под Сибирь) и вблизи восточногондванской (с субдукцией под Гондвану) окраин палеоокеана.
На сибирской окраине в течение раннего палеозоя аккреционным путем интенсивно происходило наращивание Сибирского континента [Диденко и др., 1994; Моссаковский и др., 1993]. На Восточногондванской окраине в субдукционной системе в кембрии и большей части ордовика шла аккреция внутриокеанических поднятий с запада и фрагментов допалеозойских микроконтинентов, оторвавшихся ранее от Восточной Гондваны. Вторая субдукционная зона, вероятно, постепенно отдалялась от Гондваны и приближалась к Сибири и Восточной Европе. В конце позднего ордовика процесс завершился коллизией казахстанских и тяньшанских островных дуг с микроконтинентами, при этой коллизии был сформирован новообразованный Казахстано-Тяньшанский (или Казахстано-Киргизский) массив континентальной коры, маркируемый мощным коллизионным гранитоидным плутонизмом.
На вендское и раннепалеозойское время приходится мало надежных палеомагнитных данных не только для объектов складчатого пояса, но даже и для палеоконтинентов, окружающих его. Исключение составляет, вероятно, Сибирский палеоконтинент, для которого существует приемлемый набор палемагнитных полюсов, начиная с кембрия [Smethurst et al., 1998], что же касается Восточно-Европейского и Таримского палеоконтинентов, то для венда, кембрия и ордовика существуют всего по 2-3 надежных палеомагнитных полюса [Диденко и др., 2001б; Li et al., 1995]. Начиная со среднего палеозоя ситуация меняется, что и позволило нам предложить следующие палинспастические построения.
|
| Рис. 1 |
Вдоль пассивной уральской окраины Европейского континента, выполненной карбонатными образованиями, начиная со среднего ордовика оформилось глубоководное Лемвинско-Сакмарское окраинное море, отделенное от ложа Уральского океана погруженными микроконтинентами (бордерлендами): Урал-Тау, Харбейский и Центрально- Уральский. Окраинное море характеризуется конденсированными глинисто-кремнисто-сланцевыми разрезами [Пучков, 2000; Руженцев и др., 1996].
Уральский океан, шириной более 2000 км, разделял Восточную Европу и Казахстано-Киргизский палеоконтинент. Его ложе слагали кремнистые осадки с толеитовыми базальтами океанического типа, запечатленные в разрезах Сакмарского аллохтона, Вознесенско-Присакмарской, Тагильской и Денисовской зон [Пучков, 2000; Серавкин, 1997]. Офиолиты Войкаро-Сыньинского, Кемпирсайского и др. массивов [Диденко и др., 2001а, 2001б; Пучков, 2000], очевидно, формировались в зоне спрединга. По обе стороны от нее возникли энсиматические островные дуги. Вблизи от Восточно-Европейского континента лежала Сакмарская дуга, а далее к северу, смещенная к юго-западной окраине Казахстана, протягивалась Тагильско-Восточноуральско-Денисовская островодужная система [Диденко и др., 2001б]. Зоны субдукции всех этих островодужных систем погружались в сторону Казахстана [Пучков, 2000; Серавкин, 1997; Язева, Бочкарев, 2001]. В разрезах этих дуг доминировали базальтоидные серии, близкие к породам, слагающим современные эпиокеанические островные дуги. С Тагильской дугой пространственно тесно связан ультрамафический платиноносный комплекс Урала, по своим петролого-геохимическим характеристикам близкий к образованиям островодужного генезиса [Пучков, 2000].
Туркестанский океан субмеридионального простирания [Буртман, 1999; Буртма и др., 1998а; Диденко, Печерский, 1988] с одной стороны, обрамлялся пассивными окраинами Казахстана, а с другой, - Тарима и Байсунского микроконтинента. С началом силура совпадает смена донных осадков в Туркестанском океане. На большей части его распространялась толща битуминозных граптолитовых сланцев, возникшая на ордовикской океанической коре [Биске, 1996]. Вблизи Казахстанской окраины черносланцевые фации замещаются кремнисто-базальтовыми породами океанического ложа, представленными в низах разрезов верхних зеленосланцевых покровов [Биске, 1996]. Верхние части разрезов тех же покровов (кремнистые сланцы с дифференцированными толеитовыми базальтами), вероятно, отмечают собой Южно-Тяньшанскую энсиматическую дугу, заложившуюся над зоной субдукции, погружающейся под Казахстан и, вероятно, соединявшейся с наклоненной в том же направлении зоной субдукции Денисовской дуги.
Внутри Туркестанского океана возникли две островных дуги с падением зон субдукции в сторону Тарима и Байсуна: Ош-Уртюбинско-Уланская и Алайская. Они реставрируются по известково-щелочным вулканитам силура, слагающим пластины под карбонатными покровами девона-карбона [Биске, 1996]. Алайская дуга, лежавшая в 900-1000 км от края Казахстана, сформировалась на сиалическом фундаменте одноименного микроконтинента. Очевидно, вулканомиктовый флиш, залегающий на граптолитовых сланцах нижнего лландовери на западной окраине дуги, отвечает приостроводужному склону и аккреционной призме [Биске, 1996].
По системе субширотных трансформ Туркестанский океан сочленялся с Джунгаро-Балхашским, спрединг в котором продолжался и в раннем силуре. Окраины этого океана простирались в меридиональном направлении и сопровождались энсиалическими островными дугами Чингизской и Боро-Хоро [Gaо et al., 1998].
На сибирской окраине Обь-Зайсанского океана началась коллизия ордовикских островных дуг (Западно-Саянской и Чулышмано-Хархаринской) с Тувино-Монгольским массивом. На частично аккретированном сооружении Алтае-Саянской области сформировалась карбонатно-терригенная пассивная окраина с рифовыми постройками на бровке шельфа [Елкин и др., 1994]. В океане оставался погруженный Алтае-Монгольский микроконтинент, отделенный от пассивной окраины глубоководным Анюйско-Чуйским (Кобдинским) прогибом с конденсированным разрезом битуминозных граптолитовых сланцев [Розман, Цукерник, 1988; Руженцев и др., 1991]. Причленение структур Алтае-Саянской области к Сибири произошло только в конце силура.
|
| Рис. 2 |
Казахстан и Тарим сместились в субтропический пояс Северного полушария [Диденко, 1997; Li et al., 1995]. Нынешняя приуральская окраина Казахстана простиралась в западно-северо-западном направлении, а каледонские структуры Северного Тянь-Шаня - почти меридионально. Тарим, сохраняя меридиональную ориентировку между 10-28o с.ш., образовал континентальный барьер между структурами Туркестанского океана и Палеотетисом. Сибирский континент с причленившейся к нему перед девоном Алтае-Саянской областью сместился к северу с разворотом до 6o по часовой стрелке, приобретя северо-восточную ориентацию. Юго-западная Приенисейская пассивная окраина кратона располагалась на 10o с.ш., тогда как Алтае-Саянская область оставалась в умеренных широтах. В Уральском, Туркестанском и Обь-Зайсанском океанах возобновился спрединг, но наряду с этим литосфера всех четырех океанов активно поглощалась под Казахстано-Киргизский и Сибирский палеоконтиненты.
Уральский океан протягивался в широтном направлении вдоль экватора и по палеомагнитным данным [Буртман и др., 2000] мог достигать ширины в 2400 км. От пассивной окраины Восточной Европы океан отделялся Лемвинско-Сакмарским окраинным морем, располагавшемся параллельно ее краю. На обеих окраинах океана начались аккреционные процессы. Сакмарская вулканическая дуга столкнулась с погруженным бордерлендом Урал-Тау, что привело к первому покровообразованию на Южном Урале, фиксируемому шандинской олистостромой [Пучков, 2000; Руженцев и др., 2001]. Аккреция силурийских островных дуг с микроконтинентами (Восточно-Уральским и др.) у юго-восточной окраины Казахстана [Мизенс, 2001; Язева, Бочкарев, 1993] привела к перескоку зоны субдукции внутрь океана с сохранением ее падения в сторону Казахстана. Новой позиции магматического фронта соответствовали на западе Северо-Уральская энсиалическая дуга - Войкарско-Краснотурьинский андезит-тоналитовый пояс [Язева, Бочкарев, 2001], - заложившаяся на аккретированном силурийском фундаменте, и Ирендыкская энсиматическая дуга с базальтоидным вулканизмом - на юго-востоке. С южной стороны островные дуги сопровождались аккреционными призмами - максютовским комплексом и расчешуенными кремнистыми осадками с тектоническими линзами серпентинитов и океанических базальтов MORB-типа [Пучков, 2000; Язева, Бочкарев, 2001].
По палеомагнитным данным [Буртман и др., 2000] Ирендыкская дуга простиралась в северо-западном направлении, находясь недалеко от края Восточной Европы, и была смещена на юго-восток по отношению к современному ее положению. Вся островодужная система располагалась косо по отношению к краю континента и предположительно находилась юго-восточнее Восточной Европы в экваториальной зоне. В тылу Ирендыкской дуги раскрылся Западно-Мугоджарский задуговый бассейн с субширотно ориентированной зоной спрединга и скоростью раскрытия до 5 см/год [Зоненшайн и др., 1990; История..., 1984]. По другую сторону спрединговой зоны, внутри океана оставались Восточно-Уральский и Ханты-Мансийский погруженные микроконтиненты. Последний с развитым на нем известково-щелочным и шошонитовым вулканизмом [Курчавов, 2001] представлял собой энсиалическую островную дугу, возникшую над зоной субдукции, скорее всего погружавшуюся на север, в сторону Казахстана.
На всех окраинах Казахстана, под которые погружалась океаническая кора, мощный субдукционный вулканизм породил гигантское "огненное кольцо''. Его образуют четыре вулканических пояса: Центрально-Казахстанский, Илийский, Северо-Тяншанский и Убаганский. Общим для них является то, что во фронтальной их части (на краях континента) распространены породы низкокалиевой ветви известково-щелочной серии, сменяющиеся в тыловой части поясов (внутри континента) высококалиевыми шошонит-латитовыми сериями [Курчавов, 2001; Курчавов и др., 1998; Скринник, Сенкевич, 1996].
Формирование Центрально-Казахстанского вулканического пояса связано с надвиганием континента на ложе Джунгара-Балхашского и Обь-Зайсанского океанов. В эмсе нынешняя широтная ветвь пояса имела северо-северо-западное простирание и находилась на 23o с.ш. [Печерский, Диденко, 1995], сопрягаясь через Центрально-Казахстанскую трансформу с Прииртышской ветвью. В составе вулканитов пояса господствовали риолиты и риодациты с возрастанием щелочности внутрь континента [Курчавов и др., 2000]. Прибрежное мелководье и шельф Тектурмасской и Спасской зон формируют преддуговую террасу, переходящую в аккреционный комплекс Северной Джунгарии.
Илийский пояс в Южном Казахстане также связан с Джунгаро-Балхашским океаном. Его характеризует известково-щелочная андезит-базальтовая серия в чередовании с морскими и континентальными терригенными породами [Скринник, Сенкевич, 1996]. В тылу пояса проявились субщелочные оливиновые базальты, выполнявшие систему грабенов на Северном Тянь-Шане. Аккреционную призму Илийского пояса представляет хаотический комплекс Центральной и Южной Джунгарии.
Убаганский вулканический пояс, протягивавщийся вдоль окраины Уральского океана от Северного Казахстана до Восточного Арала, характеризуется асимметричной зональностью вулканизма. Во фронтальной части пояса, в скважинах Тургая вскрываются субаквальные известково-щелочные вулканиты, сменяющиеся в тылу пояса континентальными и субщелочными сериями в бассейне р. Тобол и в Аксуатском районе [Бекжанов и др., 2000; Курчавов, 2001]. Преддуговую террасу пояса формируют терригенные разрезы Денисовской зоны Восточного Урала.
Северо-Тяньшанский вулканический пояс протягивается вдоль западной окраины Туркестанского океана, в пределах Срединного и Северного Тянь-Шаня, и образован субщелочной дифференцированной серией от базальтов до риодацитов. Южнее, в Сырдарьинском районе пояс продолжает двойная вулканическая дуга, во фронте которой выделяется Султан-Уиздагская энсиматическая островная дуга с кремнисто-толеитовым разрезом, отделенная от тыловой дуги междуговым бассейном. Северо-Тяньшанский вулканический пояс, видимо, был связан с внутриокеанической островодужной системой Уральского океана единой, наклоненной под Казахстан, зоной субдукции. На северо-восточном продолжении Северо-Тяньшанской зоны субдукции сформировалась островная дуга Китайского Тянь-Шаня [Chengzao et al., 1997], отделившая Туркестанский океан от Джунгаро-Балхашского.
Туркестанский океан субмеридиального простирания в плане представлял собой расширяющийся к югу, на стыке с Уральским океаном, треугольник шириной 2000 км. Девонские офиолиты Алая и северо-восточной Ферганы маркируют спрединговый хребет, имевший, согласно палеомагнитным данным [Диденко, Печерский, 1988; Печерский, Диденко, 1995], субмеридиональное ( 340o ) простирание. По краям океана существовали океанические впадины с кремнисто-базальтовым чехлом - краевые моря [Биске, 1996]: Киргизская со спрединговой зоной и Вашан-Калмакасуйская. Между ними располагались Ош-Уртюбинско-Уланская отмирающая островная дуга (под которую, возможно, погружался спрединговый хребет) и Алайский микроконтинент, преобразовавшийся в карбонатную платформу. Южную и восточную пассивную окраины океана формировали карбонатные платформы Зеравшано-Гиссарской зоны, Байсунского микроконтинента и Тарима [Биске, 1996].
Обь-Зайсанский океан прослеживался в северо-восточном направлении и расширялся на юго-запад до 1800-2000 км. Судя по наличию в Чарском меланже пластин раннедевонских офиолитов [Берзин и др., 1994], в океане располагалась зона спрединга. На северо-западной окраине океана, над вновь возродившейся субдукционной системой, погружающейся под Сибирь, возник ансамбль островных дуг (Салымская, Томь-Колыванская, Салаирская) и активная вулканическая окраина Алтая [Шокальский и др., 1996]. Структура этой активной окраины осложнена правосторонними сдвигами, возникшими вдоль каледонских структур при косой субдукции океанической плиты [Буслов, 1998].
На северо-востоке Обь-Зайсанский и Джунгаро-Балхашский океаны были разделены двумя субпараллельными внутриокеаническими островодужными системами северо-восточного простирания: Жарминско-Саурско-Северо-Барунхурайской и Байрлык-Каиндинско-Восточно-Джунгарской с наклоном зон субдукции в сторону Сибирского континента [Зоненшайн и др., 1990; Руженцев и др., 1992; Самыгин и др., 1997]. По палеомагнитным данным [Диденко, 1997; Диденко, Морозов, 1999; Li et al., 1992], обе системы располагались в средних широтах (28-40o с.ш.). Большинство вулканических дуг относится к энсиматическим, преимущественно с базальтоидным вулканизмом и лишь Жарминская и Байрлык-Каиндинская дуги являются энсиалическими с проявлением вулканизма в шельфовых условиях. Во фронте островных дуг установлены олистостромовые аккреционные призмы [Самыгин и др., 1997]. В тылу Байрлык-Каиндинской дуги размещаются континентальные вулканиты Чингиза и Тарбагатая, рассматриваемые Курчавов и др. [[2000] как островодужные и, очевидно, входившие в тройное сочленение с двумя ветвями Центрально-Казахстанского вулканического пояса. Эта картина напоминает собой обстановку тройного сочленения позднекайнойских дуг в районе Филиппинского моря. Островодужные системы были разделены Алмантайским междуговым океаническим бассейном с толеитами Е-MORB, переходящим юго-восточнее в глубоководный прогиб с преимущественно кремнистым осадконакоплением [Самыгин и др., 1997].
Вулканические пояса и дуги соединялись друг с другом либо через трансформные разломы (Западно-Балхашский, Центрально-Казахстанский, Дарбутский), либо путем тройного сочленения.
Джунгаро-Балхашский океан шириной 1200-1900 км реставрируется по кремнисто-базальтовым разрезам и офиолитам Северной Джунгарии [Бекжанов и др., 2000; Зоненшайн и др., 1990]. Акватория его быстро сокращалась благодаря сближению активных окраин Казахстана с островными дугами со встречной вергентностью зон субдукции.
|
| Рис. 3 |
В океанах прекратился спрединг и их акватории активно сокращались благодаря продолжавшемуся погружению океанической коры под Казахстан и Сибирь в зоны субдукции, унаследованные с раннего девона. Геодинамическая обстановка, в целом, наследуется от эмского времени. Продолжали функционировать вулканические пояса на окраинах Казахстана, формировались островные дуги в Уральском океане, сохранялись островодужные системы между Казахстаном и Сибирским континентом, в активном режиме развивалась алтайская окраина Сибирского континента. Однако произошла существенная реорганизация главных субдукционных зон эмса, обусловленная их смещением в сторону океана при сохранении вергентности, и усилились процессы аккреции на окраинах континентов.
В Уральском океане по палеомагнитным данным все палеогеографические структуры сместились в северо-западном направлении в тропическую зону северного полушария, расположившись косо по отношению к краю Восточной Европы, что, вероятно, объясняется косой субдукцией с левосторонней сдвиговой компонентой [Зоненшайн и др., 1990; Коваленко, 2001; Puchkov, 1997]. На Южном Урале продолжились процессы аккреции: Ирендыкская островная дуга, сместившись из южных широт с левосторонним вращением, причленилась к погруженному бордерленду Урал-Тау. Прекратился спрединг в Западно-Мугоджарском океаническом бассейне.
Произошел перескок зоны субдукции внутрь океана. Над ней сформировалась сдвоенная энсиалическая островная дуга: Магнитогорская и Восточно-Уральская с островодужными толеитами во фронтальной части Магнитогорской дуги [Пучков, 2000; Серавкин, 1997]. Однако в конце живетского века вследствие косой субдукции вышеупомянутые дуги столкнулись друг с другом своими восточными окончаниями, и их вулканическая деятельность временно прекратилась. На Северном Урале сблизившиеся Северо-Уральская и Ханты-Мансийская островные дуги преобразовались в карбонатные платформы.
Туркестанский океан сохранял меридиональное простирание [Буртман и др., 1998а] с максимальным раскрытием на юге до 1400 км. С запада, как и в эмсе, он ограничивался протяженной зоной субдукции, смещенной внутрь океана. Над ней сформировалась система энсиматических островных дуг (Султануиздагская - Южно-Тяньшанская) и энсиалическая дуга Китайского Южного Тянь-Шаня [Биске, 1996; Chengzao et al., 1997]. От карбонатной пассивной окраины Казахстана их отделял глубоководный задуговый бассейн - отшнурованная часть эмского Киргизского моря. Южно-Тяньшанская субдукционная зона являлась, по-видимому, продолжением Магнитогорской на Южном Урале. Внутренняя структура живетского океана наследуется от эмской [Биске, 1996]. Две краевые океанические впадины преимущественно с кремнистым чехлом разделены сближенными карбонатными платформами. Последние сместились в северном направлении - Алайская платформа оказалась на 8o с.ш. [Буртман и др., 1998а], что свидетельствует о косой субдукции поддвигающейся плиты.
Обь-Зайсанский океан, сохранивший свое северо-восточное простирание, резко сократился в размерах благодаря сближению Казахстана и Сибири. Стабильно функционировала система зон субдукции, погружающихся под Сибирский континент. Над нею ансамбли островных дуг и микроконтинентов сближались между собой и с активной окраиной Алтае-Саянской области. Однако фронт Алтайского вулкано-плутонического пояса сместился в сторону океана, перекрыв бывшую преддуговую террасу эмского времени, что, вероятно, было вызвано смещением зоны субдукции дальше в океан [Шокальский и др., 1996]. В Алтае-Саянской области и на окраине Сибири продолжали активно проявляться правосторонние сдвиги. Скорее всего это вызвано правосторонним вращением Сибирского континента и усилившимся сжатием Сибирского кратона со структурами Алтае-Саяна [Буслов, 1998; Буслов, Травкин, 1997]. С этой кинематикой, очевидно, связано раскрытие Анюйско-Чуйского (Делюно-Юстыдского) задугового черносланцевого прогиба, временно отделившего от континента Алтае-Монгольский блок [Берзин и др., 1994; Зоненшайн и др., 1990].
В северо-восточной монголо-китайской части океана сближались окраиной Сибири и между собой две субпараллельные островодужные системы, сохранившие (за исключением Жарминско-Саурской дуги) южную вергентность зон субдукции. Обе системы сместились в северные умеренные широты [Диденко, Морозов, 1999; Печерский, Диденко, 1995]. Большинство дуг перешло в зрелую стадию развития.
Началось сращивание Казахстана с островодужными системами. Байрлык-Каиндинская дуга вместе с Чингизом и Тарбагатаем по сдвигам причленилась к Центральному Казахстану. Жарминско-Саурская дуга почти столкнулась с Тарбагатаем, в связи с чем зона субдукции переместилась на ее тыловую сторону.
Реорганизацию испытали вулканические пояса Казахстана, сопряженные с Джунгаро-Балхашской субдуцирующей океанической плитой. Перескок зоны субдукции внутрь океана вызвал смещение фронта вулканизма в Илийском поясе в районы Центральной и Южной Джунгарии [Скринник, Сенкевич, 1996]. На эмской, деформированной в тельбесскую фазу преддуговой области, возникла Прибалхашская энсиалическая вулканическая дуга. Завершался латит-шошонитовый вулканизм меридиональной ветви Центрально-Казахстанского пояса [Курчавов и др., 2000]. Прибалхашская дуга совместно с Байрлык-Каиндинской дугой, присоединившейся к Казахстану, вошла в единую островодужную систему, возникшую над смещенной в океан, в Северную Джунгарию, зоной субдукции [Зоненшайн и др., 1990]. Быстрое сближение активных окраин Центрального, Южного и Восточного Казахстана привело к резкому (до 700-900 км) сужению Джунгаро-Балхашского океана.
|
| Рис. 4 |
Евроамерика сместилась на северо-восток на 400- 500 км. Уральская окраина, располагавшаяся на 8-16o с.ш., имела западно-северо-западное простирание, оставаясь в режиме обширной карбонатной платформы, нарушенной Камско-Кинельским относительно глубоководным рифтогенным трогом с осадками доманиковой фации [Пучков, 2000]. Юго-восточная окраина континента (Бечасынско-Карабогазский блок) постепенно отчленялась от континента удлинявшимся в северо-западном направлении Днепровско-Донецким рифтом [Зоненшайн и др., 1990].
Сибирь продолжала свой поворот по часовой стрелке, причем полюс вращения находился практически в центре палеоконтинента. Его хатангско-приенисейская пассивная окраина сместилась с 26o на 30o с.ш. (район г. Норильска).
Казахстанский континент, судя по палеомагнитным данным [Буртман и др., 1998б], сохранил свою ориентацию и положение в субтропических широтах, но сблизился с приокеаническими структурами Южного Урала. Окраины континента, исключая Джунгаро- Балхашскую, преобразовались в пассивные карбонатные платформы. Тарим сместился в субтропики Северного полушария до 19o с.ш. [Буртман и др., 1998а; Li et al., 1995] и несколько развернулся по часовой стрелке, что было вызвано столкновением Тарима с островной дугой Китайского Тянь-Шаня, при котором закрылась самая северная часть Туркестанского океана [Li et al., 1995].
Сближение Восточной Европы с Казахстаном вызвало "мягкую'' коллизию приокеанических структур Южного Урала с континентом, не проявившуюся на Северном Урале. Это является следствием косой коллизии структур Урала и Европы, проградировавшей во времени от Южного Урала до Северного [Зоненшайн и др., 1990; Пучков, 2000].
В позднем девоне на Полярном Урале происходит образование новой океанической коры (Наунтин-Нырдвоменшорская зона) в Урало-Арктическом бассейне, заложившимся на стыке Восточно-Европейского континента и Тагильской аккреционной системы [Руженцев, Диденко, 1998]. Поперечные размеры бассейна были незначительными - порядка 500-700 км. Главной причиной формирования бассейна послужило дифференцированное вращение сблизившихся к этому времени палеоконтинентов - разворот против часовой стрелки полярноуральского края Восточно-Европейского континента относительно Сибири.
На западе между Евроамерикой, с одной стороны, и Сибирью, с другой, существовал бассейн с океанической корой, названный океаном Ангаючам [Парфенов и др., 1999]. Рифтогенные структуры этого бассейна, вероятно, продолжались на восток, разделяясь на Обь-Зайсанскую и Урало-Арктическую ветви (рис. 4). Последняя выклинивалась в восточном направлении, переходя в неразвитую южноуральскую рифтогенную структуру, и раскрывалась к западу, где батиальные серии Новой Земли имеют поздненепалеозойский возраст, а складчатые деформации являются киммерийскими.
На Южном Урале аккреция Магнитогорской дуги с Восточно-Уральской и со структурами Урал-Тау привела к формированию покровно-складчатого сооружения с надвиганием покровов в сторону континента. С формирующегося поднятия Урал-Тау происходил снос флишево-турбидитных толщ (зилаирская свита и ее аналоги) в обе стороны. Эти толщи перекрыли северную часть Сакмарского окраинного моря и аккретированные к Урал-Тау девонские структуры [Павленко и др., 2001]. Очевидно, в конце фамена-начале карбона на край Восточно-Европейского континента в Западно-Уральскую зону были шарьированы первые аллохтоны (Сакмарский, Кракинский), состоящие из совмещенных покровов офиолитов, различных комплексов ордовика-силура и девонских олистостром [Пучков, 2000; Руженцев и др., 2001]. Продолжала функционировать северо-западная часть Магнитогорской вулканической дуги, под которую погружалась реликтовая океаническая кора. На Северном Урале сохранялось Лемвинское окраинное море, возобновилась активность Северо-Уральской дуги, сближенной с карбонатной платформой Ханты-Мансийского массива.
Реорганизация структуры произошла и в Туркестанском океане. Северная его часть закрылась, а южная сокращалась подобно сближению ножниц (до 700 км в наиболее широком месте), что объясняется косой субдукцией океанической плиты. Океаническая кора, сохранявшаяся у Казахстанской окраины, поглощалась под Южно-Тяньшанскую энсиматическую дугу, очевидно связанную со структурами Южного Урала. Остальная акватория океана преобразовалась в глубоководую (батиальную) впадину с карбонатно-кремнисто-глинистым выполнением. Карбонатные платформы внутри нее вместе с косо субдуцирующей океанической плитой сместились на север.
Существенная реорганизация произошла в Алтае-Саянской области, где приблизившиеся к континенту островные дуги пришли в торцовое сочленение с каледонскими структурами Алтая. Только Салымская дуга быстро сближалась с Казахстаном.
На северо-востоке начавшееся столкновение островных дуг с монгольской окраиной Сибирского континента привело к изоляции Обь-Зайсанского океана, превратившегося в узкий (до 300 км) залив, сообщавшийся с Уральским океаном. Океаническая его кора погружалась под островные дуги с встречной вергентностью: под Рудно-Алтайскую и Жарминско-Саурскую.
Субдукция океанической коры под Казахстан продолжалась и со стороны Джунгаро-Балхашского океана. Фронт известково-щелочного вулканизма (Прибалхашская дуга) снова сместился в сторону океана в пределы живетской аккреционной призмы [Самыгин и др., 1997] в связи с перескоком зоны субдукции в новое положение. В тылу этой дуги вдоль Спасской и Успенской зон заложились рифтогенные прогибы (зоны задугового раздвига), маркируемые глубоководными кремнистыми осадками со щелочными базальтами. Восточно-Джунгарская вулканическая дуга с подходившим к ней Джунгарским блоком быстро сближалась с Северо-Барунхурайской дугой, уже примкнувшей к континенту. Таким образом, Восточный Казахстан через систему островных дуг почти соединился с Сибирью. Джунгарский океан сократился до 400-600 км.
|
| Рис. 5 |
Восточно-Европейский континент сместился на северо-восток на 400-600 км и развернулся на 20o по часовой стрелке. Его уральская пассивная карбонатная окраина простиралась в северо-западном направлении. Сибирский континент, оставаясь на месте, продолжал начавшийся ранее поворот по часовой стрелке. Его хатангско-приенисейская окраина лежала на 32-36o с.ш. Казахстан с небольшим разворотом по часовой стрелке сдвинулся в северо-западном направлении, устремившись в угол между Сибирью и структурами Урала. Тарим, оставаясь на месте в субтропических широтах, продолжал вращаться по часовой стрелке.
Вследствие косой коллизии аккреционные процессы распространились на Северный и Полярный Урал, где отмечается сброс флишево-турбидитных толщ с Ханты-Мансийского микроконтинента и причленившихся к нему островных дуг [Пучков, 2000]. На Южном Урале зона субдукции переместилась на тыловую приокеаническую сторону созданного в турне аккреционного массива и сменила свою полярность. Над ней накапливалась известково-щелочная андезитовая серия Восточно-Уральской зоны, а в тылу ее (Магнитогорская зона) в условиях косой коллизии возникли грабены с контрастным и щелочно-базальтовым вулканизмом [Серавкин, 1997]. Вновь возникла мощная зона субдукции, погружавшаяся под Казахстан и маркированная Валерьяновским вулканическим поясом, что обеспечило быстрое сокращение Уральского океана до 300-500 км при двусторонней субдукции под Урал и под Казахстан.
Обь-Зайсанский океан также продолжал быстро сокращаться за счет причленения отмерших островных дуг и террейнов к приенисейскому краю Сибири. Они нарастили пассивную окраину кратона. В срединном отрезке сокращавшегося при двусторонней субдукции океана продолжали сближаться вулканические окраины Сибири и Казахстана (Рудноалтайская и Жарминско-Саурская дуги) со встречной вергентностью зон субдукции. На северо-востоке монгольская окраина континента по данным Самыгин и др. [1997] столкнулась с частично аккретированными островными дугами (Северо-Барунхурайской, Восточно-Джунгарской) и Алмантайским междуговым бассейном. Это формирующееся аккреционное сооружение через Дарбутский трансформный разлом соединило Восточный Казахстан с Сибирским континентом и окончательно ограничило с востока Обь-Зайсанский бассейн. При столкновении же Салымской дуги с Казахстаном Обь-Зайсанский океан был отрезан и с запада и превратился в изолированный остаточный океанический бассейн. Его океаническую природу подтверждают визейские яшмы, базальты и известняки Чарского района [Бекжанов и др., 2000; Геологическая карта..., 1979].
На активных окраинах Казахстана возобновился мощный вулканизм. На уральской окраине континента сформировался Валерьяновский вулканический пояс андийского типа [Бекжанов и др., 2000]. Над встречными зонами субдукции Джунгаро-Балхашского океана были образованы вулканические пояса Прибалхашья, Южного Казахстана и северо-западной окраины Тарима [Бекжанов и др., 2000; Chengzao et al., 1997]. Прибалхашский вулканический пояс наложился на все структуры среднепалеозойской преддуговой области и был образован известково-щелочной дифференцированной серией с возрастанием содержания кислых пород в тыловой части пояса. Его продолжением на северо-восток является вновь возникшая внутриокеаническая Богдошаньская островная дуга с направлением зоны субдукции на юго- восток, в сторону океана [Carrol et al., 1990]. Она отчленила от Джунгаро-Балхашского океана собственно Джунгарский глубоководный бассейн.
Туркестанский океан диахронно закрывался в южном направлении. Его северный отрезок между сблизившимися Таримом и Северным Тянь-Шанем преобразовался в остаточный глубоководный прогиб с конденсированным карбонатно-глинисто-кремнистым разрезом [Биске, 1996; Chengzao et al., 1997]. Остатки океанической коры поглощались под Южно-Тяньшанскую энсиматическую дугу, отделенную от Казахстана задуговым глубоководным бассейном. Карбонатные отмели (Алайский микроконтинент и др.) сместились на 500-600 км к северо-востоку (на 13o с.ш.) по сравнению с их положением в живете. Первое покровообразование, сопровождаемое фронтальным флишем, проявилось на южной окраине океана, в Зеравшано-Восточно-Алайской зоне [Биске, 1996]. В тылу последней, вдоль Гиссарского шва, разделявшего Зеравшано-Восточно-Алайскую зону и Байсунский микроконтинент, раскрылся Южно-Гиссарский океанический рифт. По палеомагнитным данным ось спрединга находилась на 12o с.ш., а ширина рифта была не более 500 км [Ржевский, 1986]. Южно-Гиссарский бассейн предположительно продолжался в Мангышлакско-Туаркырский рифт - приокеаническую часть Днепровско-Донецкого авлакогена [Попков и др., 1985].
|
| Рис. 6 |
На Урале возникли два покровно-складчатых пояса с противоположной вергентностью: Западно-Уральский (состоявший из Северо- и Южно-Уральской частей) и Восточно-Уральский. Их разделяла недеформированная Магнитогорская зона [Пучков, 2000]. На Южном Урале перед надвигавшимся на континент покровно-складчатым сооружением, заложился Уральский передовой прогиб с типичными флишевыми фациями, перекрывавшими континентальный шельф. На Северном Урале в условиях косой коллизии еще сохранялся Лемвинский глубоководный прогиб, который заполнялся флишем, поступавшим с Северо-Уральского складчатого сооружения.
Магнитогорская зона представляла собой внутренний прогиб между двумя антивергентными надвиговыми поясами. В центре ее накапливались флишоидные терригенные толщи, замещавшиеся к периферии молассовыми и карбонатными фациями [Пучков, 2000]. Флишевый трог, просуществовавший до конца карбона, вероятнее всего продолжался во флишево-олистостромовые прогибы северной части Южного Тянь-Шаня.
Коллизионные процессы между Сибирью и Казахстаном на разных участках их сочленения имели свои специфические черты. Салымский покровно-складчатый пояс возник в результате раздавливания одноименной островной дуги между Вартовско-Нюрольким микроконтинентом и Казахстаном. Одновременно Казахстан по сдвигу причленился к структурам Ханты-Мансийского блока, располагавшегося северо-восточнее Полярного Урала. Сформировались покровы во фронтальных областях Салаира и Барнаульского блока, надвигавшихся на Кузбасс. Восточнее монгольская окраина Сибирского континента наращивалась аккреционным путем за счет причленения к ней деформированных островных дуг и междуговых бассейнов с общим надвиганием структур на юг, в сторону Джунгарского океанического залива [Руженцев и др., 1992]. На аккреционном фундаменте возобновился континентальный известково-щелочной вулканизм (западное окончание Южно-Монгольского окраинно-континентального вулканического пояса) над сместившейся в Джунгарский бассейн зоной субдукции. Лишь в районе озера Зайсан временно сохранялся остаточный флишево-олистостромовый прогиб между краями сближающихся континентов, заполненный таубинской свитой [Геологическая карта..., 1979].
В московское время при столкновении Казахстана с Таримом и аккреционным Афгано-Таджикским континентом закрылся практически весь Туркестанский океан [Руженцев и др., 1977]. В Южном Тянь-Шане возникла система передовых и тыловых флишево-олистостромовых прогибов, связанных с формирующимися покровами со встречной вергентностью: южной - ближе к Казахстану и северной - у Афгано-Таджикского микроконтинента [Биске, 1996]. Очевидно, косой коллизией объясняется омоложение покровов в южном направлении [Chen et al., 1999]. Наиболее ранние северные покровы возникли в башкирский век в связи с поддвигами Баубашатинско-Уланской карбонатной платформы под офиолитовые и зеленосланцевые комплексы. Наиболее молодые, южные покровы сформировались в позднемосковское время, спровоцированные поддвигом коры Алайского микроконтинента под Казахстан [Биске, 1996]. Покровы с северной вергентностью на юге Южного Тянь-Шаня, возникшие еще в визейский век, характеризуются крупными перемещениями. На стыке фронтов покровов со встречной вергентностью, сохранялись батиальные прогибы (Вашан-Калмакасуйский и Ортосуйский) - фрагменты бывшего океана. Покровные структуры Южного Тянь-Шаня по левому сдвигу сближались с Восточно-Уральским складчатым поясом.
Субдукционные процессы продолжались по всем окраинам быстро закрывавшегося Джунгаро-Балхашского океанического залива. Почти без перерыва функционировал вулканизм на окраинах Казахстана, Тарима, в Богдошаньской островной дуге [Бекжанов и др., 2000; Carrol et al., 1990; Chengzao et al., 1997]. Вулканические пояса и дуги, как и ранее, соединялись через трансформные сдвиги (Западно-Балхашский, Центрально-Казахстанский, Дарбутский).
|
| Рис. 7 |
Урало-Южно-Тяньшанский пояс в виде широкой обращенной на юго-запад дуги отделил Казахстан от Восточно-Европейского, Афгано-Таджикского и Таримского континентов. На Урале коллизия проявилась в нагромождении надвиговых пластин, преимущественно с западной вергентностью, росте гор, генерации анатектических гранитов и гранито-гнейсовых куполов в Главной гранитной оси Урала, проградации передового прогиба на Северный и Полярный Урал [Пучков, 2000]. На юге передового прогиба флишевые толщи перекрыли карбонатный шельф континента, на севере же между флишевыми толщами и барьерным рифом в начале ранней перми еще сохранялась узкая батиальная область.
Южно-Тяньшанский покровно-складчатый пояс вместе с Казахстаном, согласно палеомагнитным данным, образовали тектонически когерентный единый блок с закономерным изменением палеоширот с юга на север [Буртман и др., 1998а; Клишевич, Храмов, 1995; Печерский, Диденко, 1995]. Пояс сохранял центростремительную вергентность покровно-складчатых структур: южную в северной части и северную - в южной (соответственно Букантау-Кокшаальский и Гиссаро-Восточно-Алайский надвиговые пояса [Биске, 1996]). Вследствие косой коллизии Казахстана и Тарима ширина складчатого пояса резко сужалась на северо-восток (с 400 до 100 км). В срединном сечении Южно-Тяньшанский пояс был нарушен Талассо-Ферганским и Кара-Кунлуньским правыми сдвигами, вдоль которых возникла левосторонняя горизонтальная флексура [Буртман и др., 1998а] и сместился к северу Сулутерекский блок - часть Тарима. Вашан-Калмакасуйский остаточный прогиб преобразовался в передовой с молассовым выполнением, сменяющимся склоновыми флишевыми толщами Таримского форланда [Биске, 1996]. В различных частях Южно-Тяньшанского складчатого пояса появились небольшие массивы коллизионных гранитов.
Сибирский континент окончательно столкнулся с Казахстаном и был полностью ликвидирован Обь-Зайсанский остаточный бассейн. След исчезнувшего океана маркируется ныне Чарским офиолитовым поясом и продолжающими его к северо-западу офиолитами в фундаменте Западно-Сибирского бассейна. На границе двух континентов возник Обь-Зайсанский складчатый пояс с движением покровно-складчатых структур с севера на юг [Зоненшайн и др., 1990]. На западе его продолжает Салымский складчатый пояс, возникший в позднем карбоне. На окраинах континентов, особенно Сибири, коллизия отразилась в надвигании Салаира и Кузнецкого Алатау на Кузбасс, Вартовско-Нюрольского блока на Томь-Колыванскую зону, Западного Саяна на Горный Алтай. Завершение коллизионных процессов отмечено коллизионными гранитоидами на обеих окраинах континентов, в частности, внедрением батолитов калбинского комплекса в Обь-Зайсанском поясе, Рудном Алтае, Алтае-Монгольском блоке.
Дифференцированные движения и вращения континентов при эффектах предшествующей косой коллизии вызвали мощные продольные сдвиговые перемещения: на Урале - правосторонние, в Южном Тянь-Шане и вдоль окраины Сибири - левосторонние [Биске, 1996; Буртман и др., 1998а; Клишевич, Храмов, 1995].
Разворот Южного Казахстана против часовой стрелки и его столкновение со структурами Северного Прибалхашья и Северной Джунгарии полностью ликвидировали Джунгаро-Балхашский и Джунгарский океанический бассейны, зоны субдукции были блокированы. Возник Джунгарский складчатый пояс. Погружение в верхнюю мантию оторванных при коллизии фрагментов океанических литосферных плит еще продуцировало известково-щелочной вулканизм в Южном Казахстане, в отмерших Северо-Барунхурайской и Богдошаньской островных дугах и бимодальный, щелочной магматизм в вулканических поясах Восточного Казахстана [Курчавов, 1994; Курчавов, Ярмолюк, 1984; Carroll et al., 1990]. Древние трансформные разломы здесь были преобразованы в крупные сдвиги (Западно-Балхашский, Центрально-Казахстанский, Чингизский, Дарбутский и др.). Судя по палеомагнитным данным [Li et al., 1992, 1995], полная изоляция бассейнов еще не произошла. Они преобразовались в молассоидные и прибрежно-морские остаточные прогибы [Carroll et al., 1990].
В поздней перми завершилось спаивание сооружений Центрально-Азиатского складчатого пояса, отмеченное мощными сдвигами. Завершилось вращение Сибири относительно Евроамерики и Казахстана, причем в начале триаса произошло столкновение ее пассивного кузбасского края с Нюрольским микроконтинентом, и образовалась Томь-Колыванская складчато-покровная дуга, сочленяющаяся своими концами с Иртышско-Салымским и Пайхойско-Кузнецким сдвигами. С Пайхойско-Кузнецким сдвигом на северо-западе сочленяется одновозрастная покровно-складчатая дуга Новой Земли, обладающая противоположной вергентностью. После завершения коллизионных процессов на Восточном Урале, Северном Казахстане, в Западной и Восточной Сибири начался раннетриасовый внутриплитный трапповый магматизм, открывающий сценарий мезозойского развития северной части Азии.
|
| Рис. 8 |
Урало-Туркестанский субдукционный пояс характеризуется длительным существованием. Он зародился в середине-конце ордовика, зоны субдукции были далеко выдвинуты в океан и сопровождались энсиматическими островными дугами (Тагильская, Восточно-Уральская, Южно-Тяньшанская). В силуре протяженность пояса уже достигала 3000 км, а максимальная активность пояса проявилась в раннем-среднем девоне, когда возникла протяженная (до 8000 км) виргирующая система зон субдукции, последовательно сменявших друг друга во времени и пространстве в сторону Казахстана и под Казахстан. Над ними сформировались внутриокеанические островные дуги (Ирендыкская, Магнитогорская, Восточно-Уральская, Султан-Уиздагская, Южно-Тяньшанская, Китайского Тянь-Шаня), ими обусловлен субдукционный вулканизм на уральской и северотяньшанской окраинах Казахстана. К раннему карбону активность Урало-Туркестанского пояса начинает снижаться: субдукция сохраняется лишь на окраинах Казахстана (Валерьяновская, Кураминская, Южно-Тяньшанская вулканические дуги), а на Южном Урале возникает погружавшаяся в сторону Европы новая зона субдукции, обеспечившая быстрое замыкание океана при двусторонней субдукции и полную блокировку пояса к концу среднего карбона.
Джунгарский субдукционный пояс был связан с погружением Джунгаро-Балхашской океанической плиты под Казахстан. Зоны субдукции в этом поясе существовали относительно кратковременно и систематически смещались в сторону океана. Пояс зародился в силуре и существовал до конца карбона, при этом максимальная его активность и протяженность (до 2000 км) приходятся на ранний девон и ранний-средний карбон, когда формировались активные окраины Казахстана, Северо-Западного Тарима и возникли внутриокеанические островные дуги (Байрлык-Каиндинско-Восточно-Джунгарская, Богдошаньская). Весьма существенную роль в структуре этого пояса играли трансформные разломы Западно-Балхашский, Центрально-Казахстанский и Дарбутский, определившие торцовые сочленения многих островных дуг. Блокировка Джунгарского субдукционного пояса произошла к началу перми, когда при двусторонней субдукции полностью исчез Джунгаро-Балхашский океанический бассейн и столкнулись между собой структуры его северного и южного обрамлений.
Сибирский субдукционный пояс имел протяженность почти в 4000 км. В своем положении этот пояс в значительной мере унаследовал раннепалеозойский субдукционный пояс, располагавшийся у современной южной окраины Сибири. Он развивался с раннего девона после коллизии в позднем силуре структур Алтае-Саянской области и Сибирского кратона, когда Обь-Зайсанская океаническая плита погружалась под новообразованную окраину континента и систему внутриокеанических островных дуг с постоянным смещением их в сторону океана. В Южной Монголии и Северо-Западном Китае Сибирский и Джунгарский субдукционные пояса смыкались воедино, образуя систему внутриокеанических параллельных зон субдукции (Жарминская, Саурско-Северо-Барунхурайская, Байрлык-Каиндинско-Восточно-Джунгарская). В середине карбона начавшаяся коллизия Казахстана и Сибири окончательно прекратила существование Сибирского субдукционного пояса. Восточную его часть унаследовал в течение позднего карбона-перми Южно-Монгольский субдукционный пояс, наклоненный под возникший в перми Лавразиатский континент и блокированный лишь к триасу.
Имеющиеся в нашем распоряжении геологические и палеомагнитные данные свидетельствуют, что на Урале и в Южном Тянь-Шане происходила косая коллизия, распространявшаяся во времени и пространстве. В Уральском поясе коллизия началась в среднем карбоне на Южном Урале; на Северном и Полярном Урале коллизия закончилась к концу ранней перми, а окончательное формирование орогена завершилось в начале триаса на Новой Земле. В Южном Тянь-Шане косая коллизия [Chen et al., 1999] началась в позднем девоне столкновением северо-западной окраины Тарима со структурами Китайского Северного Тянь-Шаня. В среднем-позднем карбоне коллизия сместилась на юго-запад, а в ранней перми произошло общее раздавливание структур Южного Тянь-Шаня между Казахстаном и Таримо-Байсунским континентом. Продолжительность процессов коллизии в обоих поясах составляет 45-50 млн лет.
Следствием косого характера коллизии и предшествующего дифференцированного вращения сталкивающихся континентов являются крупные син- и постколлизионные продольные сдвиги: правосторонние на Урале и левосторонние в Южном Тянь-Шане и на границе Сибири. Такие сдвиговые системы являются непременным атрибутом косой коллизии, как это можно наблюдать на мезозойско-кайнозойской окраине Восточной Азии [Палеогеографический атлас..., 1997].
Средне-позднепалеозойские протяженные (более 8000 км) и длительно (до 130 млн лет) существовавшие субдукционные пояса Центрально-Азиатского складчатого пояса с устойчивым падением их зон субдукции в сторону континентов и косым типом субдукции по своим особенностям близки мезо-кайнозойским субдукционным поясам океана Тетис [Казьмин, 1999] и Циркум-Тихоокеанского пояса, проходящего вдоль восточной окраины Азии [Палеогеографический атлас..., 1997]. Представляется, что такие пояса являются поверхностным выражением нисходящих ветвей мантийной конвекции, обеспечивающих длительное погружение литосферных океанических плит в мантию [Казьмин, 1999]. В совокупности они отвечают Средиземноморскому подвижному тектоническому поясу, под которым по данным сейсмотомографии в мантии на глубине 700-1700 км выявлена огромная субширотная высокоскоростная аномалия - свидетель существования под поясом огромной массы плотного относительно холодного вещества [Моссаковский и др., 2001]. А. А. Моссаковский с соавторами полагают, что образование этой аномалии обусловлено длительными процессами погружения больших объемов пород холодных литосферных плит в мантию, происходившими в субдукционных поясах в процессе закрытия океанов.
В свете сказанного интересно отметить еще один момент - это изменение положения субдукционных поясов Центральной Евразии на поверхности Земли. Об абсолютном движении островных дуг в северо-западном сегменте Тихого океана в мезо-кайнозое уже писалось [Шапиро и др., 1997], мы же отмечаем это движение для палеозойских субдукционных поясов. На реконструкциях хорошо видно, что эти глубинные структуры последовательно перемещались в северном направлении, обеспечивая, вероятно, смещение континентов в том же направлении. Так Урало-Туркестанский пояс с раннего силура за 130 млн лет сместился на 25o (с 10o ю.ш. на 15o с.ш.), вместе с ним пассивно следовали Евроамерика и Тарим, вращавшиеся по часовой стрелке. Сибирский субдукционный пояс вместе с Сибирским континентом повернулся по часовой стрелке на 60-70o, изменив свое простирание с северо-восточного на почти широтное, а его западная часть переместилась к северу также на 25o (с 10o с.ш. на 35o с.ш.). Следуя изменениям простирания субдукционного пояса, к нему, вращаясь, приближался Казахстан; основная фаза его вращения заняла ~10 млн лет (эмс-эйфель), а угол поворота также как и у Сибири по часовой стрелке составил около 60o.
Бекжанов Г. Р., Кошкин В. Я., Никитченко И. И. и др., Геологическое строение Казахстана, 394 с., Гылым, Алматы, 2000.
Берзин Н. А., Колман Р. Г., Добрецов Н. Л. и др., Геодинамическая карта Западной части Палеоазиатского океана, Геология и геофизика, 35, (7-8), 8-29, 1994.
Биске Ю. С., Палеозойская структура и история Южного Тянь-Шаня, 189 с., изд. С.-Петербургского Университета, Санкт-Петербург, 1996.
Буслов М. М., Террейновая тектоника и геодинамика складчатых областей мозаично-блокового типа (на примере Алтае-Саянского и Восточно-Казахстанского регионов), Автореферат диссертации на соискание уч. степени доктора г-м. наук, Новосибирск, 1998.
Буслов М. М., Травкин В. В., Террейновая тектоника и геодинамика складчатых областей мозаично-блокового типа (на примере Центральной Азии), Тектоника Азии, Программа и тезисы совещания, М., 1997.
Буртман В. С., Некоторые проблемы палеозойских тектонических реконструкций, Геотектоника, (3), 103-112, 1999.
Буртман В. С., Гурарий Г. З., Беленький А. В. и др., Туркестанский океан в среднем палеозое: реконструкция по палеомагнитным данным по Тянь-Шаню, Геотектоника, (1), 15-26, 1998а.
Буртман В. С., Гурарий Г. З., Беленький А. В. и др., Казахстан и Алтай в девонское время (по палеомагнитным данным), Геотектоника, (6), 63-71, 1998б.
Буртман В. С., Гурарий Г. З., Дворова А. В. и др., Уральский палеоокеан в девонское время (по палеомагнитным данным), Геотектоника, (5), 2000.
Геологическая карта Казахской ССР, м-б 1:500 000, Серия Восточно-Казахстанская, Объяснительная записка, Алма-Ата, 1979.
Гордиенко И. В., Михальцов Н. Э., Положение венд-раннекембрийских офиолитовых и островодужных комплексов Джидинской зоны каледонид в структурах Палеоазиатского океана по палеомагнитным данным, ДАН, 379, (4), 508-513, 2001.
Дергунов А. Б., Каледониды Центральной Азии, 192 с., Наука, Москва, 1989.
Диденко А. Н., Палеомагнетизм и геодинамическая эволюция Урало-Монгольского складчатого пояса, Автореферат диссертации на соискание уч. степени доктора г-м. наук, М., 1997.
Диденко А. Н., Морозов О. Л., Геология и палеомагнетизм средне-вернепалеозойских пород Саурского хребта (Восточный Казахстан), Геотектоника, (4), 64-80, 1999.
Диденко А. Н., Печерский Д. М., Палеомагнетизм Шулдакского комплекса параллельных даек, Изв. АН СССР, Физика Земли, (9), 75-80, 1986.
Диденко А. Н., Печерский Д. М., Палеомагнетизм среднепалеозойских пород офиолитовых комплексов Алайского хребта, Геотектоника, (4) 56-68 1988
Диденко А. Н., Куренков С. А., Руженцев С. В. и др., Геодинамика Полярного Урала в позднем докембрии и палеозое на основе геологических и палеомагнитных данных, В кн. Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, 1, с. 204-207, Геос, Москва, 2001а.
Диденко А. Н., Куренков С. А., Руженцев С. В. и др., Тектоническая история Полярного Урала, 191 с., Наука, Москва, 2001б.
Диденко А. Н., Моссаковский А. А., Печерский Д. М. и др., Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии, Геология и геофизика, 35, (7-8), 59-76, 1994.
Елкин Е. А., Сенников Н. В., Буслов М. М. и др., Палеогеографические реконструкции западной части Алтае-Саянской области в ордовике, силуре и девоне и их геодинамическая интерпретация, Геология и геофизика, 35, (7-8), 118-140, 1994.
Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Кононов М. В., Реконструкции положений континентов в палеозое и мезозое, Геотектоника, (3), 16-27, 1987.
Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Натапов Л. М., Тектоника литосферных плит территории СССР, книга 1 - 326 с.; книга 2 - 334 с., Недра, Москва, 1990.
История развития Уральского палеоокеана, Отв. ред. Л. П. Зоненшайн, В. В. Матвеенков, 164 с., ИО АН СССР, Москва, 1984.
Казьмин В. Г., Подвижность зон субдукции и субдукционного пояса, ДАН, 366, (4), 526-529, 1999.
Клишевич В. Л., Храмов А. Н., Палеогеодинамическая модель Урало-Тяньшанской складчатой системы для ранней перми, ДАН, 341, (3), 381-385, 1995.
Коваленко Д. З., Тектоническая значимость вращений геологических блоков в горизонтальной плоскости при коллизии островной дуги - материк, Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, с. 294-297, Геос, I, Москва, 2001.
Кузьмин М. И., Гордиенко И. В., Альмухамедов А. И., История развития Палеоазиатского океана, Геология и Геофизика, 36, (1), 3-18, 1995.
Куренков С. А., Аристов В. А., О времени формирования коры туркестанского палеоокеана, Геотектоника, (6), 22-31, 1999.
Курчавов А. М., Латеральная изменчивость эволюции орогенного вулканизма складчатых поясов, Геотектоника, (2), 3-11, 1994.
Курчавов А. М., Проблема геодинамической обстановки формирования девонского континентального магматизма Казахстана, Средней Азии и Западной Сибири, Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, I, с. 351-354, Геос, Москва, 2001.
Курчавов А. Н., Ярмолюк В. В., Размещение континентальных пермских вулканитов Центральной Азии и его тектоническое истолкование, Геотектоника, (4), 75-89, 1984.
Курчавов А. М., Гранкин М. С., Мальченко Е. Г. и др., Новые данные о строении девонского вулканического пояса северо-востока Центрального Казахстана, ДАН, 358, (1), 83-86, 1998.
Курчавов А. М., Гранкин М. С., Мальченко Е. Г. и др., Зональность, сегментированность и палеогеодинамика девонского вулканического пояса Центрального Казахстана, Геотектоника, (4), 32-43, 2000.
Матвеенков В. В., Морфология лав и петрология базальтов срединно-океанических хребтов с разными скоростями спрединга, Геотектоника, (3), 41-58, 1983.
Мизенс Г. А., Седиментационные бассейны и палеотектоника юга Урала в среднем девоне-ранней перми, Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, с. 32-35, Геос, 2, Москва, 2001.
Моссаковский А. А., Пущаровский Ю. М., Руженцев С. В., Индо-Атлантический сегмент Земли, Тектоника и геодинамика континентов, 2001.
Моссаковский А. А., Руженцев С. В., Самыгин С. Г. и др., Центрально-Азиатский пояс: геодинамическая эволюция и история формирования, Геотектоника, (6), 3-32, 1993.
Муратов М. В., Геосинклинальные складчатые пояса Евразии, Геотектоника, (6), 4-19, 1965.
Муратов М. В., Урало-Монгольский пояс, В кн: Тектоника Урало-Монгольского складчатого пояса (Труды совещания), с. 5-11, Наука, Москва, 1974.
Павленко Т. И., Аникеева О. В., Голионко Б. Г. и др., Современное структурное положение и палеогеография позднедевонско-турнейских комплексов Южного Урала, Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, с. 91-94, Геос, 2, Москва, 2001.
Палеогеографический атлас Северной Евразии, Отв. ред. В. Г. Казьмин, Л. М. Натапов, 26 листов, Институт тектоники литосферных плит, Москва, 1997.
Палеомагнитология, 312 с., Под. ред. А. Н. Храмова, Недра, Л., 1982.
Парфенов Л. М., Нокленберг У. Дж., Монгер Дж. У. Х. и др., Формирование коллажа террейнов орогенных поясов Северо-Тихоокеанского обрамления, Геология и Геофизика, 40, (11), 1563-1574, 1999.
Печерский Д. М., Диденко А. Н., Палеоазиатский океан, Петромагнитная и палеомагнитная информация о его литосфере, 296 с., Москва, 1995.
Попков В. И., Япаскурт О. В., Демидов А. А., Породы фундамента юго-запада Туранской плиты, Советская геология, (9), 110-113, 1985.
Пучков В. Н., Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала, 144 с., Даурия, Уфа, 2000.
Ржевский Ю. С., Палеомагнетизм изверженных и осадочных пород Гиссарского хребта (Южный Тянь-Шань), Магнитостратиграфия и палеомагнетизм, с. 64-78, ВНИГРИ, Ленинград, 1986.
Розман Х. С., Цукерник А. Б., Находка ранне-среднеордовикских брахиопод в Гобийском Алтае (Южная Монголия), ДАН, 301, (5), 1180-1182, 1988.
Руженцев С. В., Диденко А. Н., Тектоника и геодинамика Полярного Урала, Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты, с. 133-135, Геос., 2, Москва, 1998.
Руженцев С. В., Аристов В. А., Дегтяров К. Е. и др., Тектонические покровы и олистостромовый комплекс Кувандык-Медногорского района (Сакмарская зона Южного Урала), Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, с. 159-163, Геос, 2, Москва, 2001.
Руженцев С. В., Гаптулкадыров М. М., Аристов В. А., О возрасте кремнистых и вулканогенно-кремнистых отложений Лемвинской зоны Полярного Урала, ДАН, 349, (1), 78-80, 1996.
Руженцев С. В., Поспелов И. И., Бадарч Г., Тектоника Барунхурайской котловины Монголии, Геотектоника, (1), 94-110, 1992.
Руженцев С. В., Поспелов И. И., Сухов А. Н., Тектоника Калайхумб-Сауксайской зоны Северного Памира, Геотектоника, (4), 68-81, 1977.
Руженцев С. В., Ротман Х. С., Минжин Н., О времени формирования Южно-Монгольского океана, ДАН, 319, (2), 451-455, 1991.
Самыгин С. Г., Руженцев С. В., Поспелов И. И. и др., Варисская трансформная зона Джунгарии: опыт выделения, Тектонические и геодинамические феномены, с. 196-220, Наука, Москва, 1997.
Серавкин И. Б., Тектоно-магматическая зональность Южного Урала и его положение в складчатых системах Урало-Монгольского пояса, Геотектоника, (1), 32-37, 1997.
Скринник Л. И., Сенкевич М. А., Формации и зональность южного сегмента девонского вулканического пояса Казахстана, Геология Казахстана, 4, (346), 28-43, 1996.
Хаин В. Е., Ломизе М. Г., Геодинамика с основами геодинамики, 480 с., Изд-во МГУ, Москва, 1995.
Хаин Е. В., Бибикова Е. В., Дегтярев К. Е., и др., Палеоазиатский океан в неопротерозое и раннем палеозое: новые изотопно-геохимические данные, В кн: Геологическое развитие протерозойских перикратонных и палеоокеанических структур Северной Евразии, с. 175-181, Тема, С.-Петербург, 1999.
Шапиро М. Н., Печерский Д. М., Ландер А. В., О скоростях и направлениях абсолютных перемещений зон субдукции в геологическом прошлом, Геотектоника, (2), 3-13, 1997.
Шенгер А. М. Дж., Натальин Б. А., Буртман В. С., Тектоническая эволюция алтаид, Геология и геофизика, 35, (7/8), 41-58, 1994.
Шокальский С. П., Владимов А. Г., Изох А. Э., Корреляция магматических событий среднего палеозоя и проблемы геодинамики Горного Алтая, ДАН, 349, (6), 808-810, 1996.
Язева Р. Г., Бочкарев В. В., Постколлизионный девонский магматизм Северного Урала, Геотектоника, (4), 56-65, 1993.
Язева Р. Г., Бочкарев В. В., Реконструкции палеосубдукционных и коллизионных систем в структуре Урала, Тектоника неогея: общие и региональные аспекты, 2, с. 337-341, Москва, 2001.
Carroll, A. R., Liang Y., Graham S. A., et al., Junggar basin, northwest China: trapped Late Paleozoic ocean, Tectonophysics, 181, (1-4), 1-4, 1990.
Chengzao, J., et al., Tectonic characteristics and petroleum Tarim basin, 295 p., China, Beijing, Retz. Ind. Press, 1997.
Chen Chuming, Huafu Lu, Dong Jia, Dongsheng Cai, and Shimin Wu, Closing history of the southern Tianshan oceanic basin, Western China: an oblique collisional orogeny, Tectonophysics, 302, 23-40, 1999.
Dobretsov, N. L., N. A. Berzin, and M. M. Buslov, Opening and tectonic evolution of the Paleo-Asian Ocean, Inter. Geol. Rev., 37, 335-360, 1995.
Gao J., Li M., Xiao X., et al., Paleozoic tectonic evolution of the Tianshan Orogen, Northwestern China, Tectonics, 287, 213-234, 1998.
Kepezhinskas, P. K., K. B. Kepezhinskas, and I. S. Pukhtel, Lower Paleozoic oceanic crust in Mongolian caledonides: Sm-Nd isotope and trace element data, Geophys. Res. Lett., 18, (7), 1301-1304, 1991.
Klootwijk, C., Phanerozioc configurations of Greater Australia: evolution of the North-West Shelf. Pt., One: Review of reconstruction models, 105 p., Austral., Geol. Surv. Organis. Record 1996/51.
Li Yongan, Li Yanping, Williams M., et al., Paleomagnetic study of the Northern Xinjiang, Xinjiang Geology, 10, (4), 237-327, 1992.
Li Y., Li Q., Zhang H., et al., Paleomagnetic study of Tarim and its adjacent area as well as the formation and evolution of Tarim basin, Xinjiang Geology, 13, (4), 293-376, 1995.
Miyashiro, A., Volcanic rock series in island arcs and active continental margins, Amer. J. Sci., 274, (4), 321-355, 1974.
Piper, J. D. A., Proterozoic paleomagnetism and single continental plate, Geophysical Journal, 74, (1), 163-197, 1983.
Puchkov, V. N., Structure and geodinamics of Uralian orogen, Geolog. Soc. Spec. Publ., (121), 201-236, 1997.
Scotese, C. R., and J. Golonka, Paleogeographic Anlas, PALEOMAP Project. Dept. of Geol., Univ of Texas. Arlington, 32 p., 1993.
Scotese C. R., R. K. Bambach, C. Barton, et al., Paleozoic Base Maps, Geology, 87, 217-277, 1979.
Sengör, A. M. C., and B. A. Natal'in, Turkic-type orogeny and its role in the making of the continental crust, Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 24, 263-337, 1996.
Sengör, A. M. C., B. A. Natal'in, and V. S. Burtman, Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal grows in Eurasia, Nature, 34, (6435), 299-307, 1993.
Smethurst, M. A., A. N. Khramov, and T. H. Torsvik, The Neoproterozoic and Paleozoic paleomagnetic data for the Siberian platform: from Rodinia to Pangea, Earth Scien. Rev., 43, (1), 1-24, 1998.
 |