Близким составом отложений нижнего  карбона (динанта) характеризуется  и Южная система прогибов. В  отличие от Северной системы  геосинклинальных прогибов, в отдельных районах здесь отмечается  перерыв в осадконакоплении на границе девона и карбона (например, в Восточных Альпах и др.). В прогибах же (Карнийские Альпы) образовывались сначало глубоководные маломощные (100 м) известняки и радиоляриты, а затем толщи флиша мощностью до 1000 м.

     После накопления отложений кульма, начиная с конца визейского  века, все толщи, заполнявшие прогибы,  были смяты в складки, сильно подняты; развитие прогибов прекратилось. Наступил перерыв в осадконакоплении. Это результат проявления одной из главных фаз герцинской эпохи складчатости, получившей название судетской. Ее обычно связывают с рубежом визейского и намюрского веков, но в ряде районов основные тектонические движения происходили в течение намюрского века и даже после него.

     Судетские деформации охватили  всю Европейскую геосинклинальную  область и сопровождались метаморфизмом  и гранитизацией; завершился геосинклинальный  этап, продолжавшийся в течение  раннего палеозоя, девона и первой  половины карбона, и начался  орогенный.

     Отложения верхнего и среднего  карбона образуют не только  другой осадочный комплекс, но  и распространены иначе, чем  более древние породы, заполняя  ряд глубоких, но достаточно узких,  частично асимметричных впадин, вытянутых вдоль края герцинской  складчатой системы. Эти впадины образуют полосу в Южной Англии и на севере Франции, тянутся через всю Бельгию в ФРГ; близ г.Ахена эта полоса расширяется, образуя Вестфальско-Рурский угольный бассейн, затем прерывается и продолжением ее служит Силезский бассейн в Чехословакии и Польше. Все эти впадины образуют зону краевого прогиба герцинской складчатой системы. Внутри самой складчатой системы в это же время возникли многочисленные межгорные впадины.

     В пределах краевого прогиба  отложения среднего карбона представлены угленосной серией, которая состоит из чередующихся песчаников, алевролитов, глинистых сланцев с многочисленными пластами каменного угля и прослоями известняков, выдержанных по простиранию и образовавшихся в морских условиях. Каменноугольная угленосная серия является типичным примером паралической угленосной толщи, сформировавшейся на прибрежной равнине, периодически заливавшейся на относительно короткон время морем. Многочисленные угольные пласты отличаются высоким качеством. Вся система впадин представляет собой ряд крупных бассейнов каменного угля Западной Европы, на которых базируется значительная часть промышленности Южной Англии, Северной Франции, Бельгии и ФРГ. В частности, Вестфальско-Рурский бассейн является крупнейшим в Европе.

     Межгорные впадины, расположенные в пределах Северной системы геосинклинальных прогибов, заполнялись континентальными угленосными отложениями: конгломераты, грубые песчаники, глинистые породы с многочисленными пластами угля озерного (лимнического) происхождения. Эти угли значительно хуже по качеству, чем паралические. Временами осадконакопление сопровождалось проявлением вулканизма. Особенно большаявпадина Саарского бассейна, где мощность угленосной серии 4 км.

     В это же время возникли  межгорные впадины на Франко-Чешском срединном массиве. В них накапливались также угленосные отложения, которые залегают прямо на кристаллических сланцах протерозоя. Эти впадины являются угленосными бассейнами; некоторые из них имеют промышленное значение.

     В Южной системе геосинклинальных прогибов межгорные впадины известны в Бриансонской зоне Альп, в Западных и Южных Карпатах и других районах.

     На рубеже вестфальского и  стефанского веков произошло  оживление тектонических движений. Проявилась астурийская фаза  герцинского тектогенеза, которая привела к замыканию краевого прогиба и некоторых межгорных впадин и вохникновению на их месте складчато-надвиговых деформаций. С этой фазой складчатости связано образование крупных гранитных интрузий Юго-Западной Англии, Гарца, Саксонии, несущих оловянное оруденение.

2.6 Пермский период.

     В начале пермского периода продолжали развиваться отдельные межгорные впадины, в которых накапливалась континентальная моласса. Наибольшей мощности нижнепермские отложения достигают в Саарском бассейне (до 3 км). В нижней части это песчаники, углистые и глинистые сланцы с отпечатками растений и прослоями каменного угля. Выше – серые сланцы, в которых встречаются остатки флоры, гигантских земноводных и рыб. Затем зелегают красные песчаники, чередующиеся с пластами лав среднего и кислого состава, красные и бурые глинистые сланцы.

     Накоплением нижнепермских отложений  закончилось формирование межгорных впадин в Северной системе геосинклинальных прогибов и на Франко-Чешском срединном массиве. В середине пермского периода произошли новые поднятия и деформации, вызванные заальской фазой складчатости.

     Верхнепермские отложения в указанных  районах не участвуют ни в  заполнении межгорных впадин, ни  в строении складчатых структур, а несогласно налегают на них в виде платформенного чехла. Они довольно широко распространены здесь и получили наименование «цехштейна». Начался платформенный этап развития.

     В основании «цехштейна» залегают  конгломераты и песчаники, которые  сменяются маломощным (до 0,3 м), выдержанным по простиранию слоем темных глинистых пород, называемых медистыми сланцами.

     В отдельных местах их разрабатывают как руду на медь (Мансфельд и др.). Это озерные и частично морские отложения. Их сменяет вверх по разрезу цехштейновый известняк, содержащий морскую фауну поздней перми. Выше лежат известняки, доломиты с прослоями ангидрита и каменной соли. Мощность «цехштейна» более 1000 м.

     На территории Южной системы  геосинклинальных прогибов отложения  перми развиты спорадически, они  выполняют межгорные впадины в Альпах, Южных Карпатах и других районах и представлены угленосной и красноцветной молассой с эффузивами.

     В то же время когда Северная  система геосинклинальных прогибов  в поздней перми испытала погружение  и трансгрессию цехштейнового моря с севера, в Южной системе геосинклинальных прогибов сохранялся гористый рельеф и продолжали развиваться межгорные впадины. В отличие от раннепермских, эти впадины были более обширными.

     Азиатская часть простиралась  от Малой Азии на западе  до Индонезийского архипелага на востоке. В ее состав входили современные Анатолийское нагорье, Загрос, Эльбурс, Копетдаг, Иранское нагорье, Кавказ, Памир, Куньлунь, Гималаи и другие горные сооружения, расположенные на юге Азиатского материка.

     Особенностью строения Азиатской области в позднем палеозое, так же как и в раннем палеозое, являлось присутствие крупных срединных и краевых массивов. Геосинклинальные прогибы были немногочисленны, они располагались на месте Большого Кавказа, Паропамиза, Северного Памира, Куньлуня, Сино-Тибетских гор, Циньлина и о-ва Калимантан. Позднепалеозойская история этой системы прогибов восстановлена недостаточно из-за чрезвычайно слабой изученности. Более детально изучена позднепалеозойская история Кавказа и Северного Памира.

     В зоне северного склона Большого  Кавказа в девонское и раннекаменноугольное  время формировалась мощная (5-6 км) вулканогенно-осадочная толща, представленная  основными, реже кислыми эффузивами, их туфами, яшмами, глинистыми сланцами, песчаниками и известняками. В зоне южного склона Большого Кавказа накапливались мелководные, местами рифогенные известняки.

     В конце раннего карбона в  зоне северного склона Большого  Кавказа проявилась складчатость. Средний и верхний карбон представлены  типичной молассой, сложенной песчано-глинистыми породами с пачками и прослоями конгломератов, кислых эффузивов и углей (2 км). Пермские отложения представлены континентальными песчаниками, конгломератами и кислыми вулканитами (3-5 км). На южном склоне наблюдается непрерывный разрез от девона до перми в морских карбонатных фациях.

     В геосинклинальных прогибах  Северного Памира в течение  девона, карбона и ранней перми  накапливались мощные (3-10 км) осадочные и осадочно-вулканогенные формации. Наличие офиолитовой формации указывает на то, что прогибы развивались на земной коре океанского типа, т. е. были эвгеосинклинальными. В отличие от геосинклинальной Европейской области, здесь геосинклинальный режим был более длительным и закончился в середине пермского периода, хотя некоторые прогибы замкнулись еще до древнего карбона в результате судетской фазы складчатости. Герцинские складчатые структуры возникли также на месте Куньлуня, Циньлина и Сино-Тибетских гор.

     В поздней перми на территории  Северного Памира начался орогенный этап, о чем свидетельствуют угленосные континентальные отложения и вулканиты позднепермского периода. Они заполняли межгорные впадины.

     Вся остальная территория Азиатской  геосинклинальной области (за исключением упомянутых геосинклинальных прогибов) представляла собой в позднем палеозое, как и прежде, эпибайкальские краевые и срединные массивы. На их поверхности в условиях преимущественно мелководного эпиконтинентального морского бассейна шло накопление чехла, в составе которого известны девонские, каменноугольные и пермские преимущественно карбонатные отложения.

     В позднем палеозое очертания  морского бассейна неоднократно  менялись: временами он покрывал  всю рассматриваемую территорию, а временами распадался на  отдельные бассейны, заливы, лагуны, между которыми возникали участки суши.

     Историю развития Средиземноморского складчатого пояса в позднем палеозое рассматривают с разных, часто диаметрально противоположных точек зрения. Одна из них базируется на троговой концепции, предусматривающей появление геосинклинальных трогов (прогибов) либо за счет погружения узких континентальных блоков по расколам, либо за счет раздвига блоков или горизонтального их смещения (сдвига) также по разломам. При этом предполагается постоянство сети глубинных разломов и отдается предпочтение вертикальным разнонаправленным движениям земной коры в процессе развития геосинклинальных структур. Размеры и положение Средиземноморского пояса согласно этой концепции в позднем палеозое были близки к современным.

     Согласно концепции тектоники плит, на месте Средиземноморского складчатого пояса в позднем палеозое продолжал существовать океан палео-Тетис. Контуры его и размеры не совпадали с современными очертаниями Средиземноморского пояса: он был значительно шире. По его северной окраине протягивались шельф, континентальный склон, краевые и внутренние моря, островные дуги и микроконтиненты, что позволяет приверженцам данной гипотезы видеть здесь активную континентальную окраину палео-Тетиса. Южнее островных дуг и микроконтинентов раполагался океан палео-Тетис, еще южнее – пассивная обширная окраина материка Гондваны, на ней формировались мелководные осадки платформенного типа. Океанская впадина из-за столкновения материковых массивов Гондваны и Восточной Европы, а также субдукции океанской коры «закрылась», перестала существовать. В начале мезозоя здесь остался узкий шов, в котором до сих пор видны офиолиты.

3. Геологическое развитие Средиземноморского складчатого пояса в Мезозойскую эру.

    Герцинский орогенез привел к  замыканию большинства геосинклинальных прогибов на обширной территории Средиземноморского складчатого пояса. Для внутренней его части платформенный режим оказался неустойчивым; в течение мезозоя здесь происходило дробление коры и заложение новых геосинклинальных прогибов. Таким образом, в мезозойскую эру внутренняя часть пояса была вовлечена в геосинклинальное развитие. Внешние, краевые участки пояса, примыкающие к древним платформам, в течение мезозоя развивались как молодые эпипалеозойские платформы.

     Средиземноморский пояс в мезозойскую эру был занят крупным широтным океаном Тетисом, который отделял северный материк – Лавразию от южного материка – Гондваны. Краевые части Тетиса располагались на молодых платформах и на окраинах древних платформ. Внутренняя, большая часть Тетиса охватывала геосинклинальные области.

3.1 Альпийская геосинклинальная область

     Эта область протягивается от  Гибралтара через Южную и Юго-Восточную  Европу, Турцию, Иран и Афганистан  к Индостанскому полуострову.  В ее строении выделяют три широтные зоны: две внешние – северную и южную, преимущественно с миогеосинклинальным типом разреза мезозоя, и одну внутреннюю – с разновозрастными системами прогибов, преимущественно эвгеосинклинального типа, с выходами ультраосновных пород вдоль протяженных зон глубинных разломов и крупными срединными массивами.

     Северная внешняя зона включает  Пиренеи, Альпы, Карпаты, Стара-Планину,  Горный Крым, Большой Кавказ, Большой  Балхан, Копетдаг, Гиндукуш, южная – горы Риф, Телль-Атлас, Западный и Восточный Тавр, Загрос, Киртхар и Сулеймановы горы. Внутренняя зона охватывает Апеннинский полуостров, Динарские и Понтийские горы, Малый Кавказ, Эльбурс, разделенные крупными массивами (Родопский, Сербско-Македонский, массивы Анатолии, Ирана и Афганистана).

    Мезозойская история Альпийской области была сложной и многообразной: 1) отдельные участки длительно развивались как геосинклинальные прогибы (Альпы, Большой Кавказ), 2) на других в течение значительной части мезозоя сохранились платформенные условия и только со второй половины мезозоя наступил геосинклинальный режим (Восточные Карпаты и др.) , 3) обстановка, напоминающая платформенную возникла с начала мелового периода (Большой Балхан, Горный Крым), 4) некоторые участки в течение мезозоя представляли собой срединные массивы, обрамленные геосинклинальными прогибами; временами они погружались ниже уровня моря и здесь накапливались осадки, близкие по типу к чехлу молодых платформ (массивы Родопский, Сербско-Македонский, Малой Азии, Ирана, Закавказья, Венгерской впадины и др.). В ряде структур ныне на поверхность выходят офиолитовые серии (Северные Апеннины, Понтийские горы, горы Тавра, Малый Кавказ), что может свидетельствовать о развитии мезозойских прогибов на коре континентального типа, Наиболее подробно изучены строение и развитие Альпийской геосинклинальной области в Европе и на юге СССР. Азиатская часть области изучена недостаточно.