Карпаты

Карпаты отделены от Альп наложенным поперечным прогибом Венского бассейна, но в его основании альпийские покровы непрерывно продолжаются в Карпаты. Карпатская покровно-складчатая система образует огромную, протяженностью в 1500 км выпуклую к востоку дугу, обоими концами упирающуюся в Дунай - западным у Братиславы, юго-западным у Железных Ворот. Совершенно естественно, что при такой протяженности Карпаты разделяются на сегменты - Западный, Восточный и Южный, довольно существенно отличающиеся по своему строению, но вместе с тем выдерживающие общую поперечную зональность. Эта зональность выражается в повсеместном присутствии трех главных зон (мегазон) - передового прогиба, Внешней, флишевой зоны и Внутренней зоны, которую в Румынии именуют кристаллически-мезозойской, поскольку в ней широко выступает на поверхность доальпийский кристаллический фундамент, а его чехол составляют в основном мезозойские образования.

Предкарпатский прогиб своим внешним краем наложен на различные структурные элементы доальпий-ской Европы - от Богемского массива на северо-западе до Восточно-Европейского кратона на востоке и Мёзийской плиты на юге. Он развивался начиная со среднего миоцена и вплоть до позднего миоцена- плейстоцена на юго-востоке и юге. Его молассовое выполнение включает среднемиоценовые эвапориты и достигает наибольшей мощности - до 10 км, на повороте от Восточных к Южным Карпатам. Внутреннее крыло прогиба участвует в покровной структуре Карпат и само частично перекрыто флишевыми покровами, а в центральной части прогиба на юго-востоке развиты диапировые складки с ядрами из миоценовых эвапоритов.

Флишевая Внешняя мегазона Карпат резко расширяется по сравнению со своим восточно-альпийским продолжением - зоной Рейнско-Дунайского флиша, в свою очередь возникшей на продолжении Валисского трога Западных Альп. Она сложена мощной толщей мел-палеогенового флиша, которая завершается на уровне олигоцена - нижнего миоцена во внутренней части зоны переходными к молассам песчаными образованиями, а во внешней - черносланцевой, эвксин-ского типа мелилитовой формацией. Мегазона представляет собой огромную аккреционную призму - пакет покровов чехла с амплитудой перемещения к северу в десятки километров. Этот пакет залегает на погруженном краю Евразийской плиты, который уходит под него на значительное расстояние . Пакет флишевых покровов сформировался в основном к началу среднего миоцена, но в его тыльной части перемещения начались несколько раньше. Строение покровного комплекса с выделением отдельных пластин несколько различается в разных сегментах Карпат, откуда и их различная номенклатура, но эти различия в общем не носят принципиального характера.

В Западных и в северной части Восточных Карпат в пограничной полосе между Внешней и Внутренней мегазонами выделяется крайне своеобразная и играющая весьма важную роль в строении и особенно эволюции орогенаПъенинская Утесовая (клипповая) зона. Ее протяженность только в Западных Карпатах составляет более 500 км, а ширина - всего до 15 км. Эта уникальная в своем роде зона представляет макромеланж, в котором хаотически перемешаны юрские и нижнемеловые преимущественно карбонатные образования, мелководные и пелагические. Именно биогенные известняки образуют утесы (клиппы), создающие неповторимый рельеф данной зоны, а мергели среднего и верхнего мела составляют «оболочку» этих утесов. Но самым примечательным является развитие вдоль южного края зоны альб-сенонских конгломератов, содержащих весьма разнообразную «экзотическую» гальку, в том числе триасовых известняков, юрско-нижнемеловых вулканитов, меловых (?) гранитов, а главное, обломки офиолитов и глаукофановых сланцев позднеюрского возраста в баррем-аптских «ургонских» известняках. С альбом совпадает начало деформаций зоны, связанных со столкновением Внутренних Карпат с краем Евразийской плиты. За этим последовал срыв пьенинского комплекса с триасово-палеозойского фундамента с образованием покровов в кампане и поглощение в процессе субдукции Кордильеры - источника сноса экзотических конгломератов в позднем сеноне, и новые деформации в ларамийскую эпоху. В савскую (олигоцен/миоцен) и штирийскую (ранний/средний миоцен) фазы Утесовая зона испытала повторные деформации уже совместно с Внешней, флишевой мегазоной.

Таким образом, исключительно сложная структура Пьенинской Утесовой зоны обязана ее многофазной деформации. Она продолжается с некоторым перерывом в северную часть Восточных Карпат, исчезая под наложенной миоценовой Трансильванской впадиной (см. ниже).

В Западных Карпатах в составе Внутренней ме-газоны традиционно выделяется три основные комплекса, по современным представлениям, разделенных сутурами: Татриды, Вепориды, Гемериды. Каждый из этих комплексов, надвинутых одни на другие в северном направлении, состоит из кристаллических ядер преимущественно палеозойского возраста, с возможным участием верхнего протерозоя, из автохтонной верхнепалеозойской, но в основном мезозойской шель-фовой оболочки, и аллохтона, надвинутого с юга и
состоящего из нескольких покровных пластин. В структуре кристаллических ядер установлено развитие гер-цинских шарьяжей и широко представлены гранито-гнейсовые купола с ядрами из ранне- и позднекарбо-новых гранитоидов.

В мегазоне здесь различается три главных покровных единицы; снизу вверх это Крижнянская, Хочская и Стражовская. Сложены они в основном мезозоем,преимущественно триасом, как мелководным, так и глубоководным, до сеномана включительно. Криж-нянский покров сорван по основанию триаса, Хочский - по подошве верхнего палеозоя. «Родина» Крижнян-ского покрова - сутура между Татридами и Вепори-дами, Хочского и Стражовского покровов - между Вепоридами и Гемеридами. Аналоги Стражовского покрова надвинуты к югу на Гемериды.

Гемерский комплекс отличается от татро-вепор-ского более слабым герцинским и более интенсивным альпийским метаморфизмом; присутствием морского верхнего палеозоя и, главное, развитием в южной части, в зоне Мелиата, раннемезозойских офиолитов. В палеозойском метаморфическом комплексе различаются две серии - кембро(?)-нижнедевонская первично-флишевая с участием кислых вулканитов и девонская филлитовая с основными вулканитами, предположительно намечающими сутуру Палеотетиса. Мезозойские офиолиты зоны Мелиата имеют среди етриасовый-позднеюрский возраст.

В северо-западной части Восточных Карпат, относящейся к Восточной Словакии и Украине и отделенной от Западных Карпат поперечным разломом вдоль долины р. Горнад, Внутренняя мегазона в большей своей части перекрыта наложенным неогеновым Закарпатским молассовым прогибом и неогеновыми же вулканитами. Вдоль северного края этого прогиба прослеживается продолжение Пьенинской Утесовой зоны, которая после некоторого перерыва появляется вновь в Румынском Марамуреше, к северу от Трансильванской впадины. Но еще севернее в Украинских Карпатах параллельно Пьенинской протягивается другая уте-совая зона - Мармарошская, столь же сложного, оли-стостромово-меланжевого строения, с присутствием элементов позднеюрской (?) офиолитовой ассоциации. Восточнее, в районе украино-румынской границы, эта зона образует северо-восточное обрамление основного верхнедокембрийско-палеозойского метаморфического комплекса Восточных Карпат, слагающих вместе со своей слабо метаморфизованной верхнепалео-зойско-мезозойской оболочкой тектонические покровы, перемещенные в северо-восточном направлении. Эти покровы, по крайней мере их нижняя, буковин-ская часть, выступают в промежутке между двумя Утесовыми зонами, Пьенинской и Мармарошской, и тем самым занимают более внешнее, более приближенное к Евразийской плите положение, хотя и обнаруживают в своем составе сходство сТатро-Вепоридами. Между тем продолжение Мармарошской зоны, вернее, связанных с ней флишевых образований титон-неокома прослеживается далее к югу и юго-западу вдоль Восточных и Южных Карпат вплоть до Железных Ворот на Дунае. Здесь этой зоне отвечает Северинский покров, в котором известны юрские офиолиты.

В тылу Гетского и Супрагетского покровов в юго-западной Румынии в широтном направлении протягивается Мурешская офиолитовая зона, северо-восточнее скрывающаяся под неогеном Трансильванской впадины, где она предположительно соединяется с марамурешским продолжением Пьенинской Утесовой зоны Северных Карпат. На северо-западе Мурешская зона граничит с выступом позднедокембрийско-палео-зойского метаморфического комплекса гор Апусени и его оболочки, который рассматривается как юго-восточное продолжение того же сиалического блока, к которому принадлежат Татро-Вепориды.

Офиолиты Мурешской зоны и ее северного продолжения имеют среднетриасово-позднеюрский возраст. Их образование сменилось накоплением флиша, а затем деформациями начиная с апта-альба и кончая концом мела. В итоге выполнение бассейна оказалось ша-рьированным на севере (это так называемые трансильванские покровы) на кристаллическое ядро Восточных Карпат, а на юге - на Апусениды к северу и Южные Карпаты - к юго-востоку. В конце мела - раннем палеогене в Банате на фоне заканчивавшейся субдукции океанской коры проявился известково-щелочной магматизм. Возникла магматическая дуга, протягивающаяся отсюда далеко к югу и юго-востоку в Балканиды, Понтиды северной Анатолии, Закавказье и Северный Иран.