Каталог Минералов
 

Анатолиды и Тавриды


Тектоника континентов и океанов / Альпийско-Гималайский подвижный пояс / Анатолиды и Тавриды
обсудить на форуме

Дальнейшее восточное продолжение рассматриваемой ветви Альпийско-Гималайского пояса находится уже в Малой Азии, в Центральной и Южной Анатолии, к югу от охарактеризованной уже выше системы Понтид. Здесь в поперечном сечении данной ветви выделяется три мегазоны: Анатолиды, Анатолийско-Таврская «платформа» и Тавриды; последние граничат по надвигам с Аравийской плитой -отторженцем Гондваны.

Главным элементом в структуре Анатолид является офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан, традиционно рассматриваемая как продолжение аналогичной зоны Вардара Динарид-Эллинид. В ней широко развиты юрские (в основном?) офиолиты, нередко в виде меланжа -«Анкарский цветной меланж» (отсюда и пошел сам термин «меланж»), и меловой-эоцено-вый флиш. Однако в настоящее время считается, что зона Измир-Анкара продолжает лишь западную подзону зоны Вардара. Аналог ее восточной подзоны усматривается в более северной офиолитовой зоне, так называемой Интрапонтидской, в которой так же в виде меланжа присутствуют верхнеюрские-нижнемеловые офиолиты и глубоководные кремнисто-карбонатные отложения и верхнемеловой-палеоценовый флиш. Эта зона сливается на востоке, в районе Анкары, с основной зоной, следующей от Измира.

А западнее их разделяет микроконтинент Сакарья, приравниваемый к срединному поднятию Пайкон зоны Вардара в Греции. Фундамент микроконтинента Сакарья образуют палеозойские метаморфиты, несогласно перекрытые верхним палеозоем, на котором, в свою очередь, несогласно залегают полого дислоцированные юрско-меловые породы карбонатной платформы. В туроне-сеноне на северный край микроконтинента были ша-рьированы офиолиты и началось накопление флиша с олистостромами в низах. Эти события были связаны с коллизией Сакарьи с южным краем Евразийской плиты, которая сопровождалась и региональным метаморфизмом.
Офиолитовая зона Измир-Анкара-Эрзинджан находит свое продолжение в центральной части Малого Кавказа. На юго-востоке последнего эта зона раздваивается - одна ветвь следует вдоль р.Акеры, а другая уходит в Зангезур и далее, пересекая р.Аракс, в Иранский Карадаг. Между ними обособляется Кафанский блок, представляющий фрагмент юрско-раннемеловой энсиалической вулканической дуги, аналогичной Артвино-Карабахской дуге северной части Малого Кавказа и гомолога блока Сакарья на северо-западе Анатолии. Офиолиты Малого Кавказа имеют поздне-пермско-раннемеловой возраст; на них залегает сред-немеловой флиш, а в раннем сеноне, опять же подобно тому, что происходило в Анатолии, офиолитовая зона Малого Кавказа испытала интенсивнеое сжатие с об-дукцией офиолитов на смежные континентальные блоки. Карбонатный верхний сенон, палеоценовый флиш и вулканогенный эоцен запечатывают эти структуры.

Акеринская ветвь Малокавказской офиолитовой зоны по магнитным аномалиям предположительно прослеживается под кайнозойским чехлом к северу от Талыша, а Зангезуро-Карадагская ветвь скрывается под молодыми вулканитами Иранского Азербайджана. Можно предполагать, что она первоначально простиралась в южном обрамлении Эльбурса, где сейчас намечается существование сутуры, и что офиолиты Сабзевара к югу от восточного окончания Эльбурса принадлежали той же зоне.

В Анатолии к югу от западной части рассмотренной офиолитовой зоны располагается так называемая Тавро-Анатолийская платформа (см. рис. 11-14), вернее, микроконтинент. Его фундамент выступает в двух крупных массивах - Мендересском (запад) и Кирше-хирском (восток) и имеет трехчленное строение. Нижний ярус образуют в основном гранито-гнейсы протерозойского возраста, средний ярус слагают метатер-ригенные сланцы палеозоя, а верхний представлен мраморами с возрастом от верхней перми или триаса до мела включительно. С севера на эти массивы в позднем мелу были надвинуты офиолиты, а позднее они были интрудированы гранитами.
Континентальные блоки к югу от офиолитовой зоны находятся и на юге Малого Кавказа и в Иране. В первом регионе это Мисханский (Арзаканский) и Мегринский массивы. Слагающие их фундамент метаморфические образования имеют заведомо додевонс-кий, а скорее всего и доордовикский возраст, но верхняя и, возможно, существенная часть метаморфического комплекса может принадлежать уже мезозою. Выполненный карбонатным верхним мелом, флише-вым палеоценом и вулканогенным эоценом Еревано-Ордубадский прогиб отделяет эту полосу поднятий от северо-западного окончания Центрально-Иранского микроконтинента с его ордовикско-триасовым шель-фово-карбонатным (в основном) чехлом. Этот микроконтинент на востоке граничит вдоль дугообразной, выпуклой к западу офиолитовой сутуры со своеобразным Лутским блоком, на востоке примыкающим к южному продолжению Урало-Оманского линеамента.

В Анатолии к югу от центральной полосы метаморфических массивов и вплоть до Средиземноморского побережья простирается покровно-складчатая система Таврид. Тавриды характеризуются южной вергентнос-тью (см. рис. 11 -15) и образуют две выпуклые к югу дуги, сочленяющиеся под острым углом на севере в так называемом углу Испарты. В Тавридах различают автохтонные (относительно!) и аллохтонные элементы; первые выступают в тектонических окнах и представляют неметаморфизованное продолжение двух верхних комплексов находящейся севернее «платформы», а вторые имеют различные корни. Наиболее западную группу образуютЛикийские покровы, окаймляющие с юга Мен-дересский массив, составляющие западную сторону «угла Испарты» и шарьированные на крупное поднятие автохтона Бейдаглары. В состав этих покровов входят позднемезозойские офиолиты, частично превращенные в меланж, и пермско-верхнемеловые образования как океанского бассейна, так и его южной пассивной окраины. Офиолиты происходят из Изми-ро-Анкарской зоны и были обдуцированы и переброшены через Мендересский массив в конце мела. В дальнейшем в деформации были вовлечены и породы палеоцен-эоцена, а последние движения относятся к миоцену.

Вторая группа покровов Таврид - покровы Анта-льи. Они слагают восточную сторону «угла Испарты», ограничиваясь с востока автохтонным карбонатным массивом Анамасдаг, а также образуют более внутреннюю зону западной стороны «угла», прилегая к автохтонному массиву Бейдаглары с противоположной по отношению к Ликийским покровам стороны. В состав этих покровов входят верхнетриасовые-нижнемеловые офиолиты, часто в виде меланжа, а также глубоководные (радиоляриты и др.) и шельфовые (карбонаты) отложения триаса-мела. Образование покровов с об-дукцией офиолитов относится к Маастрихту-раннему эоцену. Происхождение покровов Антальи, офиолитов в частности, трактуется по-разному - от дальнего северного транспорта, подобно Ликийским покровам, или южного, и до признания их образования в небольшом бассейне с океанской корой и значительным числом карбонатных платформ на утоненной континентальной или океанской же коре - бассейне, в общем вписанном в «угол Испарты».

В восточном направлении покровная структура Таврид еще более усложняется. Связано это прежде
всего с тем, что Анатолийско-Таврская «платформа» расщепляется на два метаморфические массива-Мун-зур и Битлис, разделенные самостоятельным «интра-таврским» бассейном с корой океанского типа, и эти массивы сами вовлекаются в покровообразование. Офиолиты, происходящие из интратаврского бассейна, имеют триасовый (Т,?-Т3) и нижнемеловой возраст и сопровождаются верхнемеловым-нижнеэоценовым флишем; они претерпели местами метаморфизм высоких давлений-низких температур. В эоцене на месте этого бассейна образовалась сутура.



  • Моя коллекция
  • Добавить образец
  • Добавить месторождение
  • Предложить новость
  • Управление рассылкой
  • Профайл