» » Палеогеодинамическая история галогенсодержащих бассейнов Северной Евразии

Палеогеодинамическая история галогенсодержащих бассейнов Северной Евразии

Особенности палеогеодинамической истории галогенсодержащих бассейнов мы рассмотрим на материале Северной Евразии, лишь с ограниченными глобальными сопоставлениями. На этой территории они широко распространены, представлены разными геодинамическими типами, и сведения о них были систематизированы нами ранее. На карте приведены главные палеогеодинамические и вещественные характеристики всех соленосных формаций, установленных на рассматриваемой территории, а в приводимом ниже обзоре мы коснемся также формаций сульфатно-кальциевого типа, на карте не показанных.
По особенностям палеогеодинамической позиции наиболее существенно различаются две группы палеообстановок: I — внутренние части палеоконтинентов; II — подвижные океанически-окраинноконтинентальные палеопояса. В границах последних обособляются две области: окраинные (окраин палеоконтинентов) и внутренние, включающие также палеомикроконтинентальные блоки. История формирования галогенсодержащих бассейнов Северной Евразии тесно связана с эволюцией трех крупных палеоконтинентов: Восточно-Европейского и Сибирского докембрийских, Евразийского постгерцинского и нескольких палеоокеанических подвижных поясов, в наибольшей мере Уральско-Палеоазиатского палеозойского, Палеотетиса палеозойского и Тетиса мезозойско-кайнозойского.
Рассмотрим кратко галогенсодержащие бассейны каждого из палеоструктурных элементов.
Внутренние части палеоконтинентов. Все галогенные формации здесь связаны с бассейнами внутриконтинентально-рифтовых систем и локализуются в пределах палеорифтов и их тектонических производных.
На Восточно-Европейском палеоконтиненте наиболее интересной палеоструктурой этого типа является Припятско-Донецкий авлакоген (7—10). Его рифтогенный комплекс (D2—Р), слагающий основную часть чехла, вмещает ряд галогенных формаций, отвечающих разным стадиям эволюции рифтогенной структуры (снизу вверх): I — собственно рифтовой, подстадиям морского рифта (D2ef2, галититовая формация, 6) и микроокеанической (D3f2—fm, наиболее мощные хлоридно-калиевые формации, 7, 9); II — стадии проседания (C1S), формация сульфатно-кальциевого типа); III — инверсионной стадии (P1, формации сульфатно-калиевого типа, 8, 10). Положение галогенных формаций целиком контролируется грабеновыми структурами и ограничивающими их разломами, а их возникновение коррелируется с фазами активности авлакогена, при этом двух наиболее мощных из них (D3 и P1) — с двумя максимумами его активности: соответственно растяжения (D3) и сжатия (P1). Верхнедевонская формация тесно сопряжена со щелочно-базальтовым вулканизмом, зоны развития которого глубоко вдавались в пределы областей соленакопления. В более молодых надрифтовых впадинах развиты формации сульфатно-кальциевого типа (J3, P33). Они локализованы в солянокупольных депрессиях, связаны с фазами галокинетической активности, в свою очередь сопряженными с фазами активности (сжатия) в прилежащем с юга подвижном поясе.
Соленосные формации установлены также в пределах Московской (D2ef2, 11) и Волжско-Мезенской (Р1а—s, 13) палеорифтогенных структур с более ограниченной деструкцией коры. В первой они связаны с собственно рифтовой стадией, во второй — с инверсионной, сопряженной с фазами сжатия в замыкающемся Уральском поясе.
На Сибирском палеоконтиненте крупнейшей соленосной структурой является Вилюйский авлакоген — среднепалеозойская палеорифтовая система, образующая одну из ветвей трехлучевого сочленения с Верхоянской системой. Мощная галититовая (возможно, калиеносная) формация (26) отвечает собственно рифтовой стадии и ассоциирует с мощнейшим сингалогенным вулканизмом. Ниже по разрезу известна еще одна соленосная формация [S2—D1(?), 25), отвечающая инверсионной стадии предшествующего цикла активности рифтовой структуры и заключительным фазам каледонского орогенеза в Байкало-Патомской области.
Соленосные формации широко представлены также в пределах Тунгусско-Хатангской системы палеорифтогенных структур на двух уровнях, из которых нижний, жединский, (D1z, 23) отвечает инверсионной стадии более раннего цикла ее активности, а верхний (D2ef—D3fm, 24) — собственно рифтовой последующего. Интервал галогенеза нижней формации синхронен завершающим фазам каледонского цикла, верхней — этапу крупнейшего средне-позднедевонского рифтогенеза. Для верхней формации характерна ассоциация с магматическими образованиями трапповой природы.
Другие бассейны Восточно-Европейского и Сибирского палеоконтинентов, вмещающие формации сульфатно-кальциевого (бессолевого) типа (Среднерусский O2—S1, Московский C3g, Унженский C1t, Ceaepo-Двинский C1v, Нижневилюйский O2-3, Кютингдинский С1v и др.), также контролируются активизированными палеорифтогенными структурами, но, как правило, менее значительными по масштабу или по активности на данном этапе. Контуры этих формаций нередко распространяются за пределы ограничений рифтогенных палеоструктур.
К внутриконтинентально-рифтовому типу относится также ряд палеозойских сульфатоносных бассейнов внутренних частей Тимано-Печорской впадины. И здесь прослеживается их пространственная связь с системой палсорифтогснных структур, а основные уровни сульфатонакопления (O3as, S1l2, S1-2, D1, D3f2, C1S, С2-3, P1a-s) подчинены фазам тектонической активности в прилегающих частях Уральского пояса.
Во внутренних частях Евразийского пост герцинского аккреционного палеоконтинента предполагаются верхнеюрские соленосные формации в пределах Аральского звена субмеридиональной Арало-Кызылкумской рифтогенной палеоструктуры, а также сульфатоносные в Южно-Maнгышлакском бассейне.
Подвижные палеоокеанически-окраинноконтинентальные пояса. Галогенные формации относительно широко представлены в Уральско-Палеоазиатском палеозойском поясе, более ограниченно — в Палеотетисе палеозойском и очень широко — в Тетисе мезозойско-кайнозойском. Все три пояса тесно связаны с развитием одноименных океанических палеобассейнов.
В пределах У р ал ьс ко-Палеоазиатского подвижного пояса галогенсодержащие бассейны локализуются в трех областях: вдоль восточной окраины Восточно-Европейского палсоконтинента, вдоль южной Сибирского и во внутренних частях самого пояса.
В первой области, представляющей собой Восточно-Европейскую палеоокраину Уральской ветви палеоокеана, соленосные формации распространены в бассейнах двух классов: межконтинентально-рифтовом и коллизионном. Первому отвечает Косью-Роговской бассейн на севере Предуральского прогиба, вмещающий галититовую формацию [O3—S1(?), 21], вскрытую в основании пассивноокраинного комплекса. В настоящее время это единственный в пределах Северной Евразии установленный бассейн данного класса с сохранившейся в разрезе соленосной формацией. Соленосные коллизионные бассейны распространены широко вдоль всей Уральской окраины палсоконтинента. Они представлены крупнейшим остаточным (или остаточно-рифтовым) Прикаспийским бассейном (Р1к, 14) с Бузулукским рифтогенным ответвлением (P2kz2, 15) и цепочкой бассейнов Предуральского краевого прогиба (P1k, 16, 17 и северное звено 14). Прикаспийский бассейн вмещает мощнейшую (до 3—5 км) кунгурскую формацию сульфатно-калиевого типа — одну из крупнейших в мире, а впадины Предуральского прогиба — формации хлоридно-калиевого типа мощностью до 400—600 м.
Показательна ландшафтно-тектоническая ситуация рассматриваемых бассейнов на этапе галогенеза. К его началу в Прикаспии существовала остаточная глубоководная (2—3 км или даже более) котловина с субокеанической корой, возникшей в позднем девоне (?) в результате откола крупного Гурьевского микроконтинентального блока, а в Предуралье — цепочка узких новообразованных котловинных бассейнов, сформировавшихся на фронте наступающих надвигов Уральского коллизионного орогена. Бассейны имели рифогенные обрамления, особенно масштабные вдоль склонов и внутренних поднятий Прикаспийской впадины. Co стороны растущих орогенов к ним примыкали и частично выполняли их мощные терригенные комплексы, образовавшиеся за счет разрушения наступающих покровно-надвиговых сооружений. Во внутренних областях котловин формировались относительно маломощные депрессионные отложения. Выполнение всех глубоководных впадин мощнейшими соляными комплексами с их полной компенсацией произошло геологически быстро и не прерывалось ни нормально-морским, ни континентальным осадко-накоплением. Оно осуществлялось на фоне интенсивного сжатия: в краевых прогибах — однонаправленного со стороны Урала, а в Прикаспийской впадине — двустороннего, еще и со стороны Донецко-Карпинского фронта надвигов.
Помимо соленосных бассейнов межконтинентально-рифтового и коллизионного классов в пределах рассматриваемой Приуральской ветви Восточно-Европейской палеоокраины довольно широко распространены пассивноокраинные бассейны с формациями сульфатно-кальциевого типа. Они развиты в интервале от силура до позднего карбона вдоль всей палео-окраины, преимущественно в ее деструкцированных участках. Уровни сульфатонакопления (S2р, D3fm2, С1v2, C1S, C2m2, C3g) коррелируются с эпизодами геодинамических перестроек разного масштаба в прилегающих областях Уральского палеоокеана и с отвечающими им фазами активизации на окраине.
В пределах Сибирской палеоокраины Уральско-Палеоазиатского океана (юг современной Сибирской платформы) в Восточно-Сибирском бассейне располагается мощная (до 2,0-2,5 км, иногда более) венд(?)-кембрийская (22) галогенная формация хлоридно-калиевого типа, также принадлежащая к числу крупнейших в мире. Формация ныне занимает выступающий к югу обширный угол палеоконтинентального блока, ограниченный двумя сходящимися ветвями складчатых сооружений. Вдоль окраинных частей блока простираются палеопрогибы, которым соответствуют максимумы мощности солей, а его внутренние участки разбиты палеорифтогенными структурами или шовными зонами (прослеженными или предполагаемыми). Стратиграфический интервал галогенеза сопоставляется с позднебайкальской и салаирской фазами диастрофизма, проявившимися вдоль обеих ветвей обрамлений.
Палеогеодинамической предпосылкой для процессов галогенеза служила смена относительно стабильного пассивноокраинного режима прогибания, преобладавшего вдоль рассматриваемой окраины в позднем докембрии, активноокраинным режимом сжатия (с локальным растяжением), произошедшая в течение кембрия (частично несколько раньше) и запечатленная в проявлениях позднебайкальского и салаирского тектогенеза в обрамлении солеродного бассейна. По времени галогенез отвечает интервалу такой смены. Ее литогеодинамическим выражением было замещение системы осадочных бассейнов пассивных окраин континентов и микроконтинентов и разделявших их рифтогенных (?) прогибов системой дискретно развивавшихся раннсорогснных бассейнов сжатия, с двух сторон смещавшихся в направлении внутренних частей континентальной окраины. В итоге галогенсодержащие комплексы по периферии континентального блока перекрывают пассивноокраинные отложения, а в его внутренних частях — внутриконтинентальные.
Палеогеографическая ситуация, на фоне которой осуществлялся кембрийский галогенез, характеризовалась наличием системы нечетко разграниченных окраинных котловинных и относительно мелководных морей, образующих зону перехода от собственно океанического пространства к континентальному, но при этом также залитому морем. Преобладание морских условий было особенностью всей этой обширной окраинно-континентальной системы. Галогенез (в сохранившихся контурах) был связан с бассейном, располагавшимся над тыловой континентальной частью этой системы. В пред- и межгалогенное время в нем преобладала карбонатная существенно доломитовая седиментация, сопровождавшаяся интенсивным биогермообразованием в пределах обрамлений и в меньшей мере — во внутренних зонах. Перед каждой фазой галогенеза бассейн пульсационно осложнялся прогибами некомпенсированного типа, возникновение которых предшествовало началу галогенеза, прерывая карбонатно-рифогенное осадконакопление.
Во внутренних частях Уральско-Палеоазиатского пояса галогенсодержащие бассейны и их фрагменты установлены в возрастном интервале от девона до перми в пределах Tувино-Монгольского и Казахстано-Северо-Тяньшаньского палеомикроконтинентов преимущественно в задуговых бассейнах. Последние развивались на фоне вторично-рифтовых процессов растяжения, широко проявившихся здесь в средне-позднедевонское время. В пределах первого из названных палеомикроконтинентов — это Тувинский бассейн с калиеносной формацией (D2сf2—zv1, 52), ассоциирующейся с вулканогенно-осадочными комплексами, в пределах второго — грабенообразные прогибы Чу-Сарысуйской впадины с галититовой формацией (D3fm2—C1t1, 39), В Чу-Сарысуйской впадине выше по разрезу имеется еще одна соленосная формация сульфатно-натриевого типа (P1-2, 40), связанная с завершающими фазами коллизии и формированием поздне- или постколлизионных прогибов.
Помимо соленосных во внутренних частях Уральско-Палеоазиатского пояса установлен ряд формаций (чаще их фрагментов) сульфатно-кальциевого типа того же возрастного интервала (D2-3—P1). В Уральской части пояса — это формация Магнитогорского (С2Ь), Восточно-Уральского [С2m—Р1а1(?)] и погребенного Тургайского (D3fm1) бассейнов; в Казахстано-Северо-Тяньшаньской — Тенгизского (D3fm и С2b2), Атасуйского (D3f) и Чу-Сарысуйского (C1t2-s, и C1S2-C3g); в Алтае-Саянской — Кузнецкого (D3fm2), Северо- и Южно-Минусинских [D2(cf2)zv—(D3f1) ).
Бассейны палеозойского Палсотетиса — южной палеоокеанической системы, объединявшей Палеотетис, Туркестанский и Гиссарский бассейны, — простирались от Среднеевропейских герцинид на западе через Тянь-Шань, Памир и далее на юго-восток за пределы бывшего СССР. Сохранились преимущественно лишь фрагменты галогенных формаций в двух разобщенных регионах: на западе территории и на юге, в Средней Азии (на Тянь-Шане и в Дарвазе), С развитием бассейнов Палеотетиса частично связана, кроме того, эволюция южных частей Прикаспийской впадины, которая условно целиком включена в ареал влияния Уральско-Палеоазиатского пояса.
На западе территории в пределах юго-западной окраины Восточно-Европейского палеоконтинента с эволюцией Палеотетиса связаны две соленосные формации: в Днестровско-Прутском раннеорогенном краевом прогибе (?) (S1v—S2ld, 4) и в Прибалтийском звене Центральноевропейского цехштейнового бассейна (P2z, 1). Развитие последнего происходило на фоне, с одной стороны, завершающих фаз коллизии в герцинском поясе, а с другой — ранних стадий раскрытия Атлантики и, таким образом, отразило сочетание поздних фаз коллизионного процесса с наиболее ранним постколлизионного рифтогенеза.
В восточной, среднеазиатской, части Палеотетиса распространение галогенных формаций из-за плохой сохранности носит фрагментарный характер, и их палеогеодинамическая интерпретация — ориентировочная. Они развиты в пределах крупных палеомикроконтинентальных блоков: Казахстано-Северо-Тяньшаньского (его южной зоны), Каракумского и Таджикского, разделявшихся Туркестанским и Гиссарским океаническими палеобассейнами. В южной зоне Казахстано-Северо-Тяньшаньского микроконтинента установлен ряд галититовых формаций в задуговых бассейнах растяжения и сжатия: Нарынском (C1v3—С2b1, 41), Тююпском (C1s2— С2b1 42), Сырдарьинском [D3(?)]. Фрагменты формаций сульфатно-кальциевого типа распространены здесь в более широком стратиграфическом (и палеоструктурном) диапазоне в разрезах вторично-рифтовых бассейнов растяжения и сменяющих их существенно карбонатных шельфовых комплексов окраинных морей в Чаткало-Кураминском (D2zv2—D3f), Атойнакском (D3fm), Нарынском (D3fm—C1v2), Восточно-Киргизском (C1t1 и C1v—s) и Чимкентском (C1t1—v1) бассейнах; во внутренних (межгорных) впадинах в Кураминском (P1), Джамантооском (C3—P1) и Hарынтауском (C3) бассейнах.
В пределах Каракумского палеомикроконтинента сульфатоносные формации связаны, скорее всего, с активизированными в средне-позднедевонское время зонами его пассивных окраин: в Учкулачском (D2zv1), Западнo-Кураминском (D2_3) и Алайском (D3f2—fm,) бассейнах. По-видимому, ныне они распространены главным образом в комплексах аллохтонных пластин. Кроме того, в пределах Таджикского (?) палеомикроконтинента фрагменты галититовой (?) формации Дарвазского бассейна (P1-2, 37) связаны с краевым (?) прогибом коллизионной стадии. Вполне вероятно, что последние являются реликтами очень обширной соленосной формации, возникшей при столкновении Таджикского и Таримско-Каракумского континентальных блоков.
В контурах пояса мезозойско-кайнозойского Тетиса соленосные бассейны распространены (сохранились) наиболее широко. Они связаны главным образом с двумя трансрегиональными уровнями галогенеза: позднеюрским и неоген-четвертичным. Большинство первых сопряжено с закрытием окраинных морей в результате столкновений с микроконтинентами, а вторых — с общей коллизией.
Формации позднетриасово-раннеюрского уровня, свойственные бассейнам межконтинентально-рифтовых палеосистем, определивших заложение данного пояса, широко распространены в его юго-западной части, в частности в обрамлении Средиземноморского бассейна, а на рассматриваемой территории не обнаружены.
Бассейны, отвечающие двум названным основным уровням галогенеза, образуют две прерывистые субширотные полосы вдоль простирания пояса: одну вдоль его северной окраины и вторую, более южную, фрагментарную, во внутренних его частях. В пределах северной окраинноконтинентальной полосы позднеюрский уровень представлен на западе в пределах Молдавского краевого прогиба галититовой формацией (J3km—tt, 5), к юго-востоку продолжающейся под дно Черного моря. К северо-западу от Молдавского прогиба в Стрыйском бассейне в это же время образуется формация сульфатно-кальциевого типа в составе комплекса пассивной окраины малого океанического бассейна вторично-рифтовой природы, в зарифовых частях шельфовой зоны. Далее на восток всрхнсюрскис галогенные формации протягиваются почти непрерывно от Крыма до Памира. Мощные (до 1—2 км) калиеносные и возможно калиеносные комплексы (J3km—tt) присутствуют здесь в двух очень крупных бассейнах: Предкавказском (27) и Амударьинско-Южно-Таджикском (35, 37). В пределах всей полосы устанавливается сходная палеогеодинамическая позиция бассейнов галогенеза. Они возникли в пределах Евразиатского активноокраинного пояса островодужного типа, были реакцией на сближение и столкновение с континентальной окраиной южных микроконтинентов, полного или частичного закрытия при этом разделявших их ранее окраинных спрединговых морей, составлявших северную ветвь Тетиса, и были связаны с формированием вдоль окраины, на ее погруженных тыловых участках, системы раннеорогенных краевых прогибов, субсинхронных между собой стратиграфически и синфазных геодинамически. (Ситуация в целом весьма сходная с характерной для Восточно-Сибирского кембрийского бассейна.)
Неоген-четвертичные бассейны уже рассматривались в обзоре современного Альпийско-Гималайского коллизионного пояса, а здесь мы подчеркнем лишь некоторые их особенности, существенные в аспекте исторического анализа данной территории. Неогеновый уровень галогенеза на западе Евразийской палеоокраины представлен двумя мощными формациями Предкарпатского позднеорогенного краевого прогиба, в том числе мощнейшей (до 3 км и более) полициклической формацией сульфатнокалиевого типа (N1аk—h, 2). Для центральных и южных частей палеоокраины характерно преобладание озерно-континентальных и лагунных отложений пестрого состава с широким участием тиломорфных для них сульфатно-натриевых, а иногда содовых типов. Их образование связано с проявлениями процессов периколлизионной активизации, обусловленных относительно удаленным влиянием коллизионных событий, максимально проявившихся в этот период в более южных частях Альпийско-Гималайского пояса. Две важные черты проявления галогенеза в этой области заслуживают особого внимания: «внедрение» ареала их развития далеко на север, в пределы «гумидных» широт (до 55° с.ш.) и совпадение этого ареала с ареалом современной сейсмической активности (с контуром изосейст 5—6 баллов), также глубоко внедряющимся с юга в этом же направлении — со стороны коллизионного пояса в сторону стабильно-платформенных областей.
Комплексы сульфатно-кальциевого типа широко представлены в мел-палеогеновых отложениях. Они развиты на обширных площадях от Каспийского моря до Тянь-Шаня и Памира (включительно) и более ограниченно в Предкавказье. Наиболее значительными из них являются: К1пс и P1, в меньшей мере — К1а—K2 и P2-3. Характерны многоуровенность сульфатонакопления (до 3—5 уровней, иногда более в разрезе, вплоть до почти сквозного развития, например в Южно-Таджикской впадине), а также общность ареалов распространения. Бассейны этого периода формировались в пределах периферических частей активноокраинного пояса, преимущественно в области перисубдукционной активизации, т. с. в сфере удаленного, но вполне отчетливого влияния геодинамических событий, главные оси которых в это время проходили южнее.
Во внутренних областях подвижного пояса Тетис прослеживаются те же уровни соле- и сульфатонакопления, что и на его северной окраине. Цепочка верхнеюрских бассейнов контролируется внутренними (межгорными) раннеорогенными впадинами, возникавшими на краях микроконтинентов при их сближении с другими континентальными блоками. Это — бассейны Колхидский соленосный (54), Рачинский и Дашкесанский сульфатоносные. Миоценовые соленосные формации во внутренних (межгорных) позднеорогенных впадинах, связанных с общей коллизией, развиты в Закарпатском бассейне (53) и Среднеараксинском (55). Для обоих характерны осложненность солянокупольной тектоникой и ассоциация с вулканогенными образованиями.
Помимо трех рассмотренных палеооксанов, эволюция которых определяла формирование основной массы галогенеодержащих бассейнов, влияние еще двух палеоокеанов проявилось более локально (или пока не достаточно раскрыто). Первый из них — это позднедокембрийский океанический бассейн — «докембрийский Палсоуральский океан», разделявший Баренцию и Восточно-Европейский кратон до их коллизии в венде. С его замыканием, вероятно, связано образование мощной галититовой (возможно, калиеносной) формации [V—Е (?), по Н.П. Юшкину, в Предтиманском краевом прогибе в бассейне фор-ланда, возникшем на фронте Тиманского коллизионного шва.
Другой океанический палеобассейн, являвшийся ветвью Панталассы, определял эволюцию палеозойской пассивной окраины Верхоянско-Колымского региона. С деструктивно-рифтогенными процессами (и структурами) в ее пределах сопряжено образование сульфатоносных формаций в Cemme-Дабанском бассейне (S2Id—р, D2zv—D3f), а также, возможно, в Тас-Хаях-Тахском (D2cf2—zv) и Омулевском (S2p, D2ef2—zv). Два последних ныне располагаются в пределах одноименных тектонических блоков, интерпретируемых как террейны, хотя и имеющих, вероятно, сибирские «корни». He исключено, что образование сульфатоносных формаций как раз и было сопряжено с фазами частичного или полного откалывания самих этих блоков от пассивной окраины Сибирского палеоконтинента, которое, скорее всего, произошло в ходе среднепалеозойского рифтогенеза и особенно далеко зашло в пределах ее наиболее утоненной краевой части. Во всяком случае, анализ пространственных и стратиграфических соотношений этих формаций безусловно может дать дополнительную информацию для определения времени и места откола блоков, т. е. для установления их «родственных» генетических и пара-генетических связей как с материнскими континентами, так и между собой.
Рассмотрим некоторые итоги проведенного анализа.
Палеогеодинамическая история галогенсодержащих бассейнов Северной Евразии тесно связана с эволюцией трех палеоконтинентов (Восточно-Европейского и Сибирского докембрийских и Евразийского аккреционного постгерцинского) и нескольких пограничных с ними палеоокеанических подвижных поясов, в наибольшей мере Уральско-Палеоазиатского палеозойского, Палеотетиса палеозойского, Тетиса мезозойско-кайнозойского, более локально — докембрийского Палеоуральского, фиксированного Тиманским швом, а также палеозойско-мезозойского Таймырско-Верхоянско-Колымского.
По особенностям размещения и эволюции бассейнов в системе палеоконтинент — палеоокеанический подвижный пояс различаются три типа областей: 1) внутренние части палеоконтинентов; 2) окраины палеоконтинентов и смежные окраинные области палеоокеанических бассейнов, т. е. зоны перехода; 3) внутренние области палеоокеанических поясов.
Во внутренних частях всех палеоконтинентов соленосные формации приурочены к бассейнам внутриконтинентальных палеорифтовых систем и связаны с основными стадиями их развития — собственно рифтовой и при ее выраженности — с инверсионной. В плане они локализуются в пределах осевых грабенов. Максимумы галогенеза характерны для структур трехлучевого сочленения, каковыми являлись в среднем палеозое Припятско-Донецкий и Вилюйский авлакогены. Формации сульфатно-каль-циевого типа (не соленосные) также связаны с палеорифтогенными системами, но распространены шире: в разрезе они фиксируют и менее значительные фазы активности как крупных, так и менее масштабных рифтогенных структур, а также надрифтовых впадин; в плане их контуры выходят за пределы контролирующих их линейных структур и имеют более изометричные очертания. Уровни сульфатонакопления, как и соленакопления, во многих структурах, особенно сближенных, коррелируются между собой, иногда сливаясь в единые обширные ареалы.
На окраинах палеоконтинентов, смежных с палеоокеаническими поясами и в своем развитии подчиненных их эволюции, галогенные формации распространены наиболее широко. Они последовательно возникали здесь в бассейнах различных геодинамических обстановок, переживавшихся палеоокраинами: мелкоконтинентальных рифтов, пассивных окраин, активных окраин, коллизионных. Бассейны межконтинентальных рифтов ныне представлены ограниченно, что отражает их «обреченность» на уничтожение в ходе геодинамической эволюции. В бассейнах пассивных окраин соленосные формации не установлены, но формации сульфатно-кальциевого типа, а также их фрагменты в составе деформированных комплексов развиты довольно широко. В классе активноокраинных обстановок основное значение имеют задуговые бассейны сжатия (раннеорогенные краевые прогибы), вмещающие крупные калиеносные формации хлоридно-калиевого типа (бассейны Восточно-Сибирский, Амударьинский). Класс коллизионных обстановок представлен широко и разнообразно, особенно в пределах разновозрастных окраин Восточно-Европейского палеоконтинента: палеозойских восточной, юго-восточной, юго-западной и западной (вдоль древних границ с Уральским палеоокеаном на востоке и Палеотетисом на юге и западе); мезозойско-кайнозойских вдоль палеограниц с Тетисом.
Во внутренних частях подвижных палеопоясов галогенные формации связаны главным образом с палеомикроконтинентами и также возникают на разных стадиях их эволюции, преимущественно в задуговых бассейнах растяжения и сжатия.
Приведенный обзор показал, что галогенсодержащие бассейны пространственно устойчиво связаны с континентальными блоками литосферы, а эволюционно — с развитием подвижных поясов (включая в них системы внутриконтинентальных рифтов). Общие контуры распространения бассейнов определяются границами таких поясов и ареалов их активного влияния. Размещение же отдельных бассейнов внутри контуров отражает внутреннюю тектоническую структуру поясов и специфику их эволюции.
На исследуемой территории ныне наиболее полно и масштабно представлены галогенсодержащие бассейны трех классов: внутриконтинентальных палеорифтов (авлакогенов), активноокраинные и коллизионные. Первые целиком локализуются внутри палеоконтинентов, вторые и третьи — в пределах подвижных палеопоясов, более широко — вдоль их окраинных областей, относительно локально — во внутренних частях, где тяготеют к микроконтинентальным блокам.
При оценке относительной распространенности галогенных формаций следует еще раз подчеркнуть, что наблюдаемая ныне картина вовсе не является суммой последовательных ситуаций, а фиксирует в основном галогенные бассейны лишь завершающего цикла геодинамической активности рассматриваемого структурного элемента, причем преимущественно поздних стадий этого цикла. В комплексах, отвечающих более ранним циклам и стадиям, сохраняются в лучшем случае реликтовые фрагменты галогенных формаций, как правило лишенные соляных составляющих.
Ряд палеоструктурных элементов рассмотренной территории может быть использован в качестве типоморфных галогенеодержащих палеоструктур соответствующего ранга. Прежде всего, это Припятско-Донецкий авлакоген — эталон системы внутриконтинентальных рифтогенных галогенеодержащих палеобассейнов, в которых четко проявились все характерные стадии эволюции структур этого типа, запечатленные в закономерных последовательностях галогенных формаций. Затем — Амударьинско-Предкавказская система окраинноконтинентальных задуговых бассейнов сжатия, связанных со столкновением между континентами и микроконтинентами. И наконец, Предуральско-Прикаспийская система окраинноконтинентальных бассейнов коллизионного пояса, возникшая при столкновении континентов и полном закрытии океанических бассейнов. Важно, что для каждой из перечисленных галогенсодержащих палеоструктур имеются аналоги в современных (неоген-четвертичных) геодинамических обстановках. Так, Припятско-Донсцкий авлакоген на уровне собственно рифтовой стадии развития (D2-3) хорошо сопоставим с Красноморской рифтовой структурой, Амударьинский бассейн в позднеюрскую эпоху и Восточно-Сибирский в кембрийский период — с Тиморско-Арафурско-Коралловоморским обрамлением Австралии, Предуральско-Прикаспийская ветвь Уральского пояса в позднем палеозое — с Предзагросско-Средиземноморской ветвью Альпийско-Гималайского коллизионного пояса.
Основные возрастные интервалы галогенеза коррелируются с этапами и стадиями эволюции подвижных поясов и их частей. Как правило, возраст наиболее масштабных галогенных формаций отвечает тектоническим фазам, наиболее значимым для соответствующего структурного элемента, менее масштабных — менее значимым и (или) более удаленным. Для фаз тектонического покоя или затишья галогенез не характерен.
Уровни максимального развития галогенеза на территории Северной Евразии (C1-2, D2-3, P1-2, J3, N1) отвечают крупнейшим этапам деструкции, растяжения или сжатия, затронувшим данную территорию. Вместе с тем все отмеченные максимумы совпадают с глобальными максимумами галогенеза (рис. III.18), которые в свою очередь коррелируются с этапами глобальных геодинамических перестроек.


title-icon Подобные новости