Альпийско гималайский пояс

Средиземноморский складчатый пояс

Средиземномо́рский (Альпийско-Гималайский) скла́дчатый (геосинклина́льный) по́яс — складчатый пояс, пересекающий Северо-Западную Африку и Евразию в широтном направлении от Атлантического океана до Южно-Китайского моря, отделяя южную группу древних платформ, до середины Юрского периода составлявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы, составлявшей ранее континент Лавразия и Сибирскую платформу. На востоке Средиземноморский складчатый пояс сочленяется с западной ветвью Тихоокеанского геосинклинального пояса.

Средиземноморский пояс охватывает южные районы Европы и Средиземноморье, Магриб (Северо-Западную Африку), Малую Азию, Кавказ, Персидские горные системы, Памир, Гималаи, Тибет, Индокитай и Индонезийские острова. В средней и центральной части Азии он почти объединён с Урало-Монгольской геосинклинальной системой, а на западе близок к Северо-Атлантической системе.

Пояс формировался в течение длительного времени, охватывающего период от докембрия до наших дней.

Средиземноморский геосинклинальный пояс включает 2 складчатые области (мезозоиды и альпиды), которые делятся на системы:

  • Мезозоиды —
    • Индосинийская (Тибето-Малайская);
    • Западно-Туркменская (Небитдагская);
  • Альпиды —
    • Кавказская;
    • Крымская;
    • Балканская;
    • Центрально-Европейская;
    • Апеннинская;
    • Северо-Магрибская;
    • Ирано-Оманская;
    • Копетдаго-Эльбурсская;
    • Белуджистанская;
    • Афгано-Таджикская;
    • Памирская;
    • Гималайская;
    • Иравадийская;
    • Западно-Малайская

Складчатые пояса на карте мира > См. также

  • Складчатый пояс

> Примечания

  1. Цейслер В.М., Караулов В.Б., Успенская Е.А., Чернова Е.С. Основы региональной геологии СССР. — М: Недра, 1984. — 358 с.

Ссылки

  • Средиземноморский геосинклинальный пояс

Геология России

Геология России — геологическое строение территории Российской Федерации.

Загрос

Загро́с (перс. زاگرس‎) — крупнейшая горная система современного Ирана. Некоторые отроги Загроса простираются также на территорию Ирака и Юго-Восточной Турции.

Пояс

Кристина Кицова.

Региональная геология

Региональная геология (лат. regionalis — областной) — наука геологического цикла, изучающая общие черты и особенности геологического строения, историю развития и полезные ископаемые отдельных участков (блоков или регионов) земной коры. Региональная геология связывает множество направлений геологии — геофизику, петрографию, литологию, геохимию, стратиграфию и многие другие. Понятие «регион» распространяется на множество разноуровневых геологических объектов — от отдельного месторождения до древней платформы или складчатого пояса .

В пределах региона изучаются осадочные, метаморфические и магматические геологические комплексы и основные этапы его развития. Для выделенных комплексов устанавливаются условия залегания, взаимоотношения, последовательность формирования комплексов во времени и пространстве, палеогеодинамическая обстановка. По результатам указанных исследований восстанавливается геологическая история региона. Кроме выяснения индивидуальных особенностей региона, устанавливаются общие черты одновозрастных структурных единиц разных регионов.

В региональной геологии обосновываются границы объектов (структур), их взаимоотношения с окружающими структурами, выявляются основные типоморфные тектонические элементы, описываются строение, состав и характерные особенности геологических комплексов, слагающих элементы структур. Также устанавливается последовательность смены геодинамических обстановок.

Тихоокеанское вулканическое огненное кольцо

Тихоокеанское вулканическое огненное кольцо (Тихоокеанское огненное кольцо, Тихоокеанское кольцо, Тихоокеанский огненный пояс) — область по периметру Тихого океана, в которой находится большинство действующих вулканов и происходит множество землетрясений. Всего в этой зоне насчитывается 328 действующих наземных вулканов из 540 известных на Земле.

На западном побережье Тихого океана вулканическая цепь тянется от полуострова Камчатка через Курильские, Японские, Филиппинские острова, остров Новая Гвинея, Соломоновы острова и Новую Зеландию до Антарктиды. Восточная часть кольца включает вулканы северо-восточной Антарктиды, островов Огненной Земли, Анд, Кордильер и Алеутских островов.

В Тихом океане находится несколько зон спрединга (разрастания) океанической литосферы, главная из которых — Восточно-Тихоокеанская зона (включает в себя подводные литосферные плиты Кокос и Наска). По периферии океана происходит субдукция этих плит под обрамляющие континенты. Над каждой зоной субдукции протянулась цепочка вулканов, все вместе они и образуют Тихоокеанское кольцо. Однако это кольцо неполное, оно прерывается там, где нет субдукции — от Новой Зеландии и вдоль антарктического побережья. Кроме того, ни субдукции, ни вулканизма нет на двух отрезках побережья Северной Америки: вдоль полуострова и штата Калифорния (более 2000 км) и к северу от острова Ванкувер (почти 1500 км).

В Тихоокеанском огненном кольце произошли около 90 % всех мировых землетрясений и 80 % самых мощных из них. Следующая по мощности сейсмическая зона (5—6 % землетрясений и 17 % самых мощных землетрясений мира) — это Средиземноморский складчатый пояс, который начинается около Явы и Суматры, идёт через Гималаи, Средиземноморье и заканчивается в Атлантическом океане. Срединно-Атлантический хребет — третья по мощности зона землетрясений.

Альпийско-Гималайский складчатый пояс

Глобальная тектоническая единица, характеризующаяся в течение всей её эволюции высокой тектонической активностью, формированием магматических и осадочных комплексов — складчатый пояс. Существует два типа подвижных поясов — межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальные пояса, к которым относятся Северо-Атлантический, Урало-Охотский, Средиземноморский и Арктический, заложены на зрелой континентальной коре среднепротерозойского суперконтинента в процессе его рифтогенной деструкции. Они прошли в своем развитии две первые стадии цикла Вилсона — стадию континентального рифтогенеза (африканского типа в рифее) и стадию межконтинентального рифтогенеза (красноморского типа в конце рифея — начале палеозоя). В первую стадию накапливались обломочные толщи озерно-аллювиального происхождения и излились бимодальные вулканиты — базальты, риолиты, щелочные разности. Во вторую стадию появляются эвапориты, затем морские терригенные и карбонатные осадки, а вулканиты сменили состав на толеитовый. В этой стадии начинается спрединг, но морской бассейн имеет еще ограниченную ширину — до 100 км или немногим более.

Альпийская геосинклинальная (складчатая) область выделена А.Д. Архангельским и Н.С. Шатским в 1933году. Средиземноморский пояс является представителем молодых складчатый сооружений. Основная часть его структуры формировалась в мезозойско-кайнозойское время и связана с историей развития и закрытия мезозойского океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Доказательством океанского происхождения является присутствие в современной структуре многочисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры, маркирующих швы столкновения различных блоков. Выделяются несколько возрастных групп поясов столкновения: поздне-палеозойский — Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский (триас-юра) — Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой — Центральный Памир, Малый Кавказ, палеоген-неогеновый — Карпаты и другие.

Образование Тетиса сопровождалось деструкцией и раздроблением континентальных масс, поэтому среди складчатых структур пояса можно различить комплексы пород, сформировавшиеся на обеих окраинах океана — Гондванской и Евразийской. Внутри пояса располагаются многочисленные древние блоки — микроконтиненты, представляющие собой отторженцы фундамента, которые включены в покровно-складчатые структуры палеозоя. К их числу относятся палеозойские структуры Передового и Главного хребта Большого Кавказа, Дзирульский массив Грузии, Нахичеваньский блок Малого Кавказа, палеозоиды Северного Памира, Гиндукуша, Юго-Западного Памира. Среди этих блоков выделяются два типа: блоки Евразийского происхождения, различного генезиса, испытавшие складчатость в позднем палеозое и блоки Гондванского происхождения, преимущественно карбонатные (Нахичевань, Южный Памир). Мезозойские и кайнозойские комплексы, формировавшиеся на окраине Гондваны имеют, в основном, карбонатно-осадочный тип разреза (Внешний Загрос, Тавр), характерный для аридного климата. Их образование происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Евразийские блоки сложены, в основном, островодужными комплексами (Большой и Малый Кавказ) и юрскими угленосными формациями (Иран). Их формирование происходило в условиях гумидного климата.

Южная граница пояса проходит по 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 собой бывшую пассивную окраину Гондваны. Перемещение покровов на осадки пассивной окраины началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием предгорных краевых прогибов, заполненных молассами.Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире, а также по краевым прогибам на границе с Восточно-Европейской платформой.

История формирования Средиземноморского пояса весьма сложная. Его заложение началось еще в позднем палеозое, когда южное обрамление Восточно-Европейской платформы испытало герцинский орогенез (в это время, например, был сформирован фундамент Скифской плиты). Начало мезозоя характеризует относительно тектонически спокойную стадию, близкую к платформенной (это время формирования осадочного чехла Скифской и Туранской плит). Повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя привел к резкой активизации тектонических процессов и, в конечном счете, дал начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу (рис. 3.2).

Рис. 3.2 Структурные дуги и тектонические течения Альпийского складчатого пояса (от Карпат до Памира):

а — простирание складок; б — надвиги, фронт шарьяжей; в — сдвиги; г — движение литосферных плит относительно Евразии в новейшее время; д — главные тектонические течения в новейшее время

Структурные дуги: Карпатская (1), Критская (2), Кипрская (3), Восточно-Гаврская (4), Трабзонская (5), Малокавказская (6), Южно-Каспийская (7), Эльбурсская (8), Западно Копетдагская (9), Хорасанская (10), Лутская (11), Дарваз-Копетдагская (12), Таджикская (13), Памирская (14), Гиндукуш-Каракорумская (15). Литосферные плиты: Адриатическая (Ад), Аравийская (Ар), Евразийская (Ев), Индийская (Ин).

Пиренеи. Наиболее западное звено Альпийско-Гималайского пояса представлено Пиренеями. Пиренейское сооружение, возникшее на границе Евразийской и Иберийской плит в позднем эоцене, построено относительно симметрично, но с преобладанием южной вергентности, окаймляясь с севера на юг молассовыми прогибами, из которых северный Адурский, открывается к западу в Бискайский залив, а южный Эбро, напротив замыкается на западе.

Альпы. Альпийская покровно-складчатая система образует выпуклую к северо-западу дугу протяженность в 1200 км, своим юго-западным окончанием достигающую Средиземного моря и северо-востока острова Корсика, а на северо-востоке погружающуюся под поперечную впадину Венского бассейна. На юго-запад она шарнирно смыкается с Апеннинами в районе Генуи, а на юго-востоке к ней примыкают Дианриды. С севера на значительном протяжении вдоль Альп простирается передовой молассовый прогиб, а на юге их отделяет от Аппенин общий Паданский прогиб. Наиболее высокая — осевая зона Альп сложена древними кристаллическими (гнейсы, слюдяные сланцы) и метаморфическими (кварцево-филлитовые сланцы) породами. К северу, западу и югу от осевой зоны простираются зоны известняков и доломитов мезозоя и более молодые флишевые и молассовые формации Предальп со среднегорным и низкогорным рельефом.

Рис. 3.1 Альпийско-гималайский складчатый пояс

1 — складчато-покровные сооружения: цифры в кружках: 1 — Пиренеи, 2 — Бетская Кордильера, 3 — Эр-Риф, 4 — Телль-Атлас, 5 — Апеннины, 6- Альпы, 7 — Динариды, 8 -Эллиниды, 9-Карпаты, 10 — Балканиды, 11 — Горный Крым, 12 — Большой Кавказ, 13 — Малый Кавказ, 14 — Эльбурс, 15-Копетдаг, 16 — Восточные Понтиды, 17 — Тавриды, 18 — Загрос, 19 — Белуджистанские цепи, 20 — Гималаи, 21 — Индо-Бирманские цепи, 22 — Зондско-Бандская дуга; 2 — передовые прогибы и межгорные впадины; 3 — надвиговые фронты; 4 — сдвиги

тектономагматический альпийский геосинклинальный складчатость

Восточные Карпаты состоят из серии тектонических покровов, надвинутых в северо-восточном направлении на край Восточно-Европейской платформы. В строении этой покровной области выделяют три зоны: зона внешних покровов — представлены мел-олигоценовыми флишевыми и молассовыми толщами. Молассы тяготеют к самой периферии Карпат и по существу принадлежат краевому прогибу. Флиш представлен чередованием мергелей и чёрных сланцев. Складчатые деформации во внешней зоне начались в миоцене и продолжаются до настоящего времени. Центральная зона покровов отличается от внешней зоны тем, что среди мел-палеогеновых деформированных флишевых отложений эпизодически встречаются породы мезозойской (позднеюрской) океанической коры. Внутренняя зона покровов или так называемая зона «утесов» характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Она представляет собой выходы на поверхность блоков позднетриас-юрских известняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных во флишевую матрицу. Сам флиш имеет меловой возраст. Кроме вышеперечисленных, присутствуют блоки древних, докембрийских метаморфических пород перекрытых мел-палеогеновой молассой. От внешних покровов внутренние отличаются более ранними деформациями на рубеже раннего мела, а затем в миоцене. К юго-западу цепь Карпат сменяется Закарпатской впадиной представляющей часть Пононской впадины. Формирование современной структуры Восточных Карпат и надвигооборазование является следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой. Движение покровов продолжается и в настоящее время, на что указывает существование глубинной сейсмофокальной зоны под Карпатами.

Горный Крым. Представляет собой складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Чёрного моря. В центральной части обнажаются триасовые и юрские отложения, на север возраст отложений постепенно омолаживается до неогена. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии (триас-нижняя юра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в который включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские вулканиты — базальты, андезитобазальты, шошониты. Лавы отделены от флиша несогласием и ассоциируют с кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. Излияния происходили как в наземной, так и подводной обстановке. Вулканиты принадлежат известково-щелочной серии островодужного типа. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими карбонатными отложениями. Юра согласна перекрыта меловыми и палеогеновыми существенно карбонатными мелководными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла собой шельфовую окраину Южной Европы.

Эльбурс. Тектоническое строение Эльбурса трактуется в настоящее время как южно-вергентное антиформное сооружение, состоящее из нагромождения дуплексных покровов и чешуй, осложненное на заключительной стадии развития образованием пологих центробежных нормальных сбросов растяжения и гравитационного расползания. По всей вероятности, весь этот покровно-складчатый комплекс сорван со своего докембрийского, позднепротерозойского фундамента. Начало образования Эльбурского орогена, судя по первому появлению грубообломочных отложений молассового типа, относится к палеоцену, то есть к ларамийской фазе альпийской складчатости, но основные деформации имеют значительно молодой возраст, в основном плиоценово-четвертичный возраст и на периферии орогена затрагивают даже четвертичные отложения.

Апеннины. По геологическому строению Апеннины резко отличаются от состава центральной альпийской зоны. Преобладающие горные породы — доломиты, мраморы (каррарский, порто-венере), красные и белые известняки (альба-резе), бианконе, майолика)и темные песчаники (мачиньо), змеевики, габбро (эвфотиды). В Апеннинах, кроме изверженных пород и кристаллических сланцев, развиты отложения юрской, меловой, третичной систем. Различают Северные, Средние и Южные Апеннины.

Зона Телль-Атлас и поднятие Эр-Риф. Непосредственным продолжением Апеннин по западную сторону Тунисского пролива, в Тунисе и Алжире служит покровно-складчатая система Телль-Атласа. Вместе с аналогичной системой Эр-Рифа она нередко объединяется под названием Магрибид. Внутренняя зона Телль-Атласа сложена гнейсами, слюдяными сланцами амфиболитами, мраморами, серицитовыми и графитовыми сланцами. Зона флишевых покровов сложеня мощным флишем мелового-нижнепалеогенового возраста различного типа. Внешняя зона состоит из серии покровов, в которых учавствуют отложения глубокого мел-палеогенового прогиба — мергели, тонкозернистые известняки, радиоляриты. Хребет Эр-Риф имеет форму полумесяца. Подобно Телль-Атласу состоит из трех частей. Внутренняя зона образована домезазойскими метаморфитами и Известняковым хребтом (шельфовые карбонаты среднего и верхнего триаса, радиоляриты песчано-глинистая толща верхнего эоцена — нижнего миоцена). Внешняя зона Эр-Рифа обладает значительной шириной и имеет сложное строение. В ее основании залегают метаморфически палеозой, верхнепалеозойская моласса и гипсо-соленосный триас. Основной разрез слагают глубоководные отложения юры-эоцена с преобладанием флиша и пелагических известняков.

Копетдаг. Складчатая система Копетдага ограничивает с юга Туранскую плиту. В ее структуре выделяются Копетдагское поднятие, Предкопетдагский прогиб, и примыкающая к ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область Копетдага возникла на месте мезозойско-раннекайнозойской пассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии.

Памир. Складчатые сооружения Памира сформированы в результате столкновения с Евразией Индийского континента. В этом отношении Памир сходен с Гималаями и Южным Тибетом и отличается от Кавказа. В целом складчатое сооружение Памира имеет дугообразную структурную форму, расположенную над самым северным выступом Индийского континента и представленное серией покровов, перемещенных в северном направлении. Памир — это аккреционно-складчатое сооружение, собранное из разнотипных континентальных, океанических, островодужных и иных блоков, спаявшихся в период с середины карбона по мел и деформированных в послеолигоценовое время.

Кавказ. Современная структура Кавказа сформировалась в миоцене. Орографически и геологически здесь выделяются поднятия Большого и Малого Кавказа, разделенные Рионской и Куринской впадинами. Большой Кавказ представляет собой серию чешуй разновозрастных пород. Он имеет ярко выраженную антиклинорную форму. Ядро Большого Кавказа сложено докембрийскими и палеозойскими толщами. В этом районе на поверхность выведен фундамент Скифской плиты.

Наибольшей площади на Большом Кавказе занимают юрские и меловые толщи. Для нижне-среднеюрских отложений обычно подчеркивается две характерные черты: во-первых они состоят в основном из глинистых сланцев и, во-вторых включают большое количество лав.

Рис. 3.2. Тектоническая схема Большого Кавказа и Северного Закавказья

1 — Предкавказская плита, включая зону Известнякового Дагестана — ИД; 2 — то же, под молассами; 3 — передовые и периклииальные прогибы: ЗК — Западно-Кубанский, ВК — Восточно-Кубанский, ТК — Терско-Каспийский, КД — Кусаро-Дивичинский, АК — Апшероно- Кобыстанский; 4 — зона Передового хребта; 5 — зона Главного хребта Центрального Кавказа: а — выступ кристаллического комплекса; 6- сланцевая зона Центрального, Главного и Бокового хребтов Восточного Кавказа; 7-флишевыезоны Западного и Восточного Кавказа; 8 — Гагра-Джавская и Кахетино-Вандамская зоны; 9 — Закавказский срединный массив (микроконтинент): а — выступ фундамента на поверхность; 10 — то же, под молассами; 11 — межгорные прогибы: Р — Рионский, СК — Среднекуринский, НК — Нижнекуринский, АА — Алазано- Агричайский; 12 — Аджаро-Триалетская зона; 13 — надвиги и взбросо-надвиги; 14 — крупные поперечно-флексурные зоны, буквы в кружках: ПА — Пшехско-Аднерская, ЗК — Западно-Каспийская, MB — Минераловодская

Наиболее древние из них имеют ярко выраженный известково-щелочной состав и представлены базальт-андезит-дацитовой серией. Их формирование связывают с функционированием Большекавказской островной дуги. Территориально эти острводужные вулканиты развиты в пределах Главном хребта и в его обрамлении. В центральной части Большого Кавказа широко развиты базальты свиты Гойхт и ее аналогов ранне-среднеюрского возраста. Позднеюрские и меловые отложения представляют собой непрерывный осадочный разрез сформированный в его пределах и наиболее широко развиты в пределах Большого Кавказа. В составе разреза присутствуют глинистые толщи, отложения флиша, мергилистые осадки, маломощные кремнистые слои. Верхнемеловые и палеогеновые терригенные отложения флишегового строения распространены преимущественно по периферии антиклинория Большого Кавказа.

Одним из наиболее принципиальных структурных элементов является Малокавказская вулканическая дуга. Она представлена дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовой серией. Причем на юге преобладают примитивные островодужные вулканиты, а на севере проявляются более щелочные лавы в ассоциации с более мелководными вулканогенно-обломочными сериями, что указывает на растяжение в тылу дуги и наличие окраинного моря, заполнявшегося терригенными породами. Современная структура Большого Кавказа образована на месте обширного морского бассейна, который возник в результате растяжения в ранней-средней юре и заполнялся обломочными толщами вплоть до раннего миоцена. Этот бассейн появился в тылу Малокавказской островной дуги и представлял собой типичное окраинное море. Максимум вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему вулканическому поясу прошли деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Новый этап вулканической деятельности относится к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии.

Гималаи. Формирование Гималайского орогена связывается с коллизией Индского кратона и Евразийской плиты. Эта коллизия, по современным данным, началась в конце палеоцена, около 55 млн. лет назад, на северо-западе и распространилась к востоку до среднего эоцена включительно.

Рис. 3.3. Схема эволюции Гималаев от мезозоя до современности

НН — Высокие Гималаи, LH — Низкие Гималаи, MBT — Главный Пограничный надвиг , MCT — Главный Центральный надвиг, MV — Вулканиты Тибета, NH — Северные Гималаи, TH — Трансгималаи

На востоке система Гималаев срезается диагональным разломам Мишми, маскирующим сочленение со следующим сегментом альпийского пояса, начинающимся на севере Индо-Бирманскими цепями.

АЛЬПИ́ЙСКО-ГИМАЛА́ЙСКИЙ ПОДВИ́ЖНЫЙ ПО́ЯС

АЛЬПИ́ЙСКО-ГИМАЛА́ЙСКИЙ ПОД­ВИ́ЖНЫЙ ПО́ЯС, ох­ва­ты­ва­ет тер­ри­то­рии Юж. Ев­ро­пы, Сев. Аф­ри­ки, Юж. и Юго-Вост. Азии – от Гиб­рал­тар­ско­го прол. до Ин­до­не­зии; про­тя­ги­ва­ет­ся в суб­ши­рот­ном на­прав­ле­нии на рас­стоя­ние ок. 17 тыс. км. Под­раз­де­ля­ет­ся на че­ты­ре вет­ви пок­ров­но-склад­ча­тых гор­ных со­ору­же­ний. 1-я – Пи­ре­неи – Аль­пы – Кар­па­ты – Бал­ка­ни­ды – Пон­ти­ды – Ма­лый Кав­каз – Эль­бурс – Турк­ме­но-Хо­ра­сан­ские го­ры. 2-я – Се­вер­ная До­б­руд­жа – Гор­ный Крым – Боль­шой Кав­каз – Ко­пет­даг. 3-я – Апен­ни­ны – Ка­лаб­ри­ды (юг Апен­нин­ско­го п-ова) – струк­ту­ры Сев. Си­ци­лии – Телль-Ат­лас – Эр-Риф – Ан­да­лус­ские го­ры (Кор­диль­е­ра-Бе­ти­ка) – струк­ту­ры Ба­ле­ар­ских о-вов Зап. Сре­ди­зем­но­мо­рья. 4-я – Ди­на­ри­ды – Эл­ли­ни­ды – струк­ту­ры юга Эгей­ско­го м. – Крит­ская ду­га – Тав­ри­ды Тур­ции – За­грос – Ма­кран – Бе­луд­жи­станские го­ры – Ги­ма­лаи – Ин­до-Бир­ман­ский оро­ген – Зонд­ско-Банд­ская ду­га Ин­до­не­зии. По­яс на­чал раз­ви­тие при рас­па­де су­пер­кон­ти­нен­та Пан­гея во 2-й по­ло­ви­не пер­ми, ко­гда в ре­зуль­та­те кон­ти­нен­таль­но­го риф­то­ге­не­за и по­сле­дую­ще­го в триа­се – юре спре­дин­га воз­ник оке­ан Ме­зо­те­тис (см. в ст. Те­тис), час­тич­но на­сле­до­вав­ший па­лео­зой­ский Па­лео­те­тис, но рас­по­ла­гав­ший­ся юж­нее по­след­не­го. Кол­ли­зия кон­ти­нен­тов в об­лас­ти Ме­зо­те­ти­са на­ча­лась в позд­ней юре. В позд­нем ме­лу юж­нее рас­крыл­ся но­вый оке­ан – Не­оте­тис, ко­то­рый имел мно­же­ст­во от­ветв­ле­ний, за­ли­вов и ок­ра­ин­ных мо­рей. Счи­та­ет­ся, что А.-Г. п. п. гл. обр. воз­ник при за­кры­тии это­го океа­на. Ре­лик­то­вые бас­сей­ны Ме­зо- и Нео­те­ти­са со­хра­ни­лись в Сре­ди­зем­ном м. За­кры­тие Не­оте­ти­са на­ча­лось в па­лео­це­не и бы­ло вы­зва­но столк­но­ве­ни­ем ост­ров­ных дуг и кол­ли­зи­ей кон­ти­нен­тов и мик­ро­кон­ти­нен­тов с Ев­ра­зи­ей. Осн. фа­за де­фор­ма­ций – позд­ний эо­цен. Кон­ти­нен­таль­ная кол­ли­зия со­про­во­ж­да­лась фор­ми­ро­ва­ни­ем мно­го­числ. по­кро­вов, вклю­чая офио­ли­то­вые. Вне­дре­ние Ин­до­стан­ско­го бло­ка в Ев­ра­зию с юга при­ве­ло к фор­ми­ро­ва­нию в вост. сег­мен­те поя­са вы­со­чай­ших гор­ных це­пей (Гин­ду­куш, Па­мир, Ги­ма­лаи). Ве­ли­чи­на вне­дре­ния ок. 2 тыс. км. По­яс про­дол­жа­ет ак­тив­но раз­ви­вать­ся (сейс­мич­ность, вул­ка­низм). Совр. кон­вер­ген­ция (сбли­же­ние) Аф­ро-Ара­вий­ской и Ев­ра­зий­ской плит реа­ли­зу­ет­ся в ак­тив­ных зо­нах суб­дук­ции (под­дви­га од­ной ли­то­сфер­ной пли­ты под дру­гую) Вост. Сре­ди­земно­мо­рья (Ка­лаб­рий­ской, Эгей­ской и Кипр­ской) и на юге Ара­вий­ско­го м. В Бир­ма­но-Зонд­ской сис­те­ме на юго-вос­то­ке поя­са про­дол­жа­ет­ся суб­дук­ция ко­ры Ин­дий­ско­го ок. под Зонд­ско-Банд­скую ост­ров­ную ду­гу, на край­нем юге ко­то­рой, в рай­оне о. Ти­мор, в се­ре­ди­не плио­це­на на­ча­лась кол­ли­зия Ав­ст­ра­лий­ско­го кон­ти­нен­та с Ев­ра­зий­ским.

Добавить комментарий

Ваш e-mail не будет опубликован. Обязательные поля помечены *