Геодинамика

Территория Российской Федерации совместно с прилегающими к ней акваториями представляет собой северную половину огромного составного континентального блока Евразии. С севера и востока она ограничена океаническими бассейнами Северного Ледовитого и Тихого океанов, а на северо-востоке сомкнута с Северо-Американским континентальным блоком. В пределах Евразийского континента выделяются крупнейшие структурные элементы. Два ядра образуют древние континенты с дорифейским фундаментом и палеозойским осадочным чехлом: Восточно-Европейский и Сибирский. Между этими ядрами пролегают фанерозойские складчатые пояса, сформированные на месте закрывшихся палеоокеанов: рифейско-палеозойский Урало-Монгольский (на месте Палеоазиатского океана), мезозойский Восточно-Азиатский (на месте Южно-Анюйской ветви палеоокеана) и кайнозойский Тихоокеанский пояс вдоль северо-западной окраины Тихого океана. Складчатые пояса частично перекрыты молодыми бассейнами, заполненными мезозойскими и кайнозойскими осадками: внутриконтинентальным Западно-Сибирским и периферическим Восточно-Сибирским. На Кавказе в пределы Российской Федерации на небольшой территории заходит часть обширного Средиземноморского складчатого пояса, сформированного на месте океанов палео-Тетис и Тетис.

Океанический бассейн Северного Ледовитого океана состоит из отдельных котловин с корой океанического типа (Еврамерийской, Макарова и Канадской или Амеразийской) и лежащих между ними океанических поднятий с корой значительной мощности, принадлежащей к промежуточному типу. Еврамерийская котловина сложена океанической корой, начавшей свое формирование в раннем палеогене, 56 млн лет назад, в осевом рифте хребта Гаккеля, переходящего к западу в осевой рифт Срединно-Атлантического хребта.

Тихоокеанский океанический бассейн представлен лишь своей северо-западной периферией, где океаническая кора имеет позднемеловой, а у Малокурильских островов — раннемеловой возраст.

Восточно-Европейский древний континент (территории Русской плиты, Балтийского и Воронежского щитов) был сформирован как единый континент к началу рифея в результате объединения значительного числа более мелких блоков, образовавшихся на ранних стадиях развития, свидетельством чему являются позднеархейские–раннепротерозойские коллизионные зоны. Все древние континенты в разное время входили в состав суперматерика (Пангея), подвергшегося неоднократным расколам. Такие расколы захватывали и Восточно-Европейский континент, где они выражены системой внутриконтинентальных рифтов: Рязано-Саратовского (открывающегося по типу тройного сочленения в котловину Прикаспийской впадины с безгранитной корой, вероятно, остаточной океанической), Среднерусского (открывавшегося в Тимано-Печорскую впадину) и ряда второстепенных (Северо-Двинского, Оренбургского и др.), параллельных краям материка. Местами с этими рифтами связан внутриконтинентальный магматизм и кимберлитовые трубки. Над этими рифтами в палеозое заложились крупные осадочные бассейны. Гигантский барьерный риф, существовавший с конца девона до перми, прослеживается вдоль южной и восточной окраин материка и отделяет его от Прикаспийской впадины, глубоководные (океанические?) осадки в которой документируются начиная с девона.

Урало-Монгольский складчатый пояс образовался к концу палеозоя после закрытия Палеоазиатского океана, пролегавшего между Восточно-Европейским и Сибирским древними континентами и соединявшегося на севере с палеоокеаном Япетус. После закрытия последнего в девоне Палеоазиатский океан открывался на севере и востоке в океан Панталасса. Палеоазиатский океан состоял из двух параллельных главных ветвей — Уральской и Монгольской, маркированных основными структурами и разделявшихся сложнопостроенной аккреционной массой террейнов с континентальной корой.

Западная, Уральская, ветвь Палеоазиатского океана прослеживается вдоль Главного Уральского разлома по выходам офиолитов — фрагментов его палеозойской океанической коры, шарьированных при коллизии на толщи пассивной окраины Восточно-Европейского континента. Второстепенные параллельные ей структуры выявлены вдоль Тагило-Магнитогорского и Зауральского синклинориев. Субдукция океанической коры в Уральской ветви происходила в палеозое в основном под Восточно-Европейскую литосферную плиту и сопровождалась формированием систем разновозрастных палеозойских островных вулканических дуг, иногда заключавших в своих ядрах террейны — микроконтиненты с докембрийской корой и палеозойским чехлом.

Уральская ветвь Палеоазиатского океана закрылась в конце палеозоя при общей коллизии. Образовалось мощное складчато-покровное сооружение Урала, состоявшее на востоке из скученных островных вулканических дуг и микроконтинентов, а на западе – из сложнодислоцированных толщ пассивной окраины Европы, далеко шарьированных на запад, на Русскую плиту. Формирование этого сооружения сопровождалось в Зауралье коллизионным гранитоидным плутонизмом, а на западе — образованием фронтального молассового прогиба и мощными процессами соляной тектоники, захватившими также заполнившийся осадками Прикаспийский бассейн с остаточной океанической корой.

Центральная полоса микроконтинентов, разделяющая Палеоазиатский океан на две ветви, состоит из Казахстано-Тяньшаньского и Ханты-Мансийского блоков. Казахстано-Тяньшаньский микроконтинент, сформированный к началу девона, попадает лишь своим северным окончанием, погребенным под мезозойскими и кайнозойскими осадками. Севернее Казахстано-Тяньшаньского микроконтинента в фундаменте Западно-Сибирской депрессии выделяется Ханты-Мансийский микроконтинент более раннего позднерифейского возраста формирования, отколотый, видимо, от Тимано-Печорского блока.

Восточная, Монгольская, ветвь Палеоазиатского океана пролегла между полосой микроконтинентов и Сибирским древним континентом. Главная ее структура, маркированная выходами офиолитов Обь-Зайсанской системы, переходит на восток в Южно-Монгольскую систему. Вероятнее всего, у западного края Монгольской ветви имеют место крупные апофизы палеоокеанических структур, внедрявшиеся с востока в центральную полосу микроконтинентов (Джунгаро-Балхашская система, а также Салымская зона между Казахстано-Тяньшаньским и Ханты-Мансийским микроконтинентами).

Прилегающая с юга к Сибирскому континенту окраина Монгольской ветви палеоокеана (Алтае-Саянская складчатая область) сформирована при субдукции палеоокеанической коры в северном направлении и аккреции континентальной коры на вулканических дугах, протекавшей в течение всего позднего рифея и первой половины палеозоя. Субдукция сопровождалась образованием островодужных вулканических комплексов, часто заключавших в своих ядрах террейны-микроконтиненты с докембрийской метаморфической корой, отторгнутые скорее всего от континентов Восточной Гондваны. Наиболее значительные из них — Алтайский, Салаирский, Томский, Тувино-Монгольский с карбонатными и карбонатно-терригенными чехлами венд-раннепалеозойского возраста. Между островными дугами и микроконтинентами располагались многочисленные и разновозрастные задуговые бассейны (краевые моря) с субокеанической корой, заполнявшиеся мощными обломочными толщами нижнего палеозоя и девона. Эти задуговые моря опознаются ныне по многочисленным офиолитовым швам, столь характерным для Алтае-Саянской области.

Отмечаются две основные фазы столкновений островных дуг и микроконтинентов: в кембрийском периоде («салаирская») и в конце силура («каледонская»). Последняя привела к общей коллизии и формированию многочисленных тектонических покровов, надвигов, олистостром, развитию крупнейших сдвигов (Кузнецкого, Восточно-Саянского). В ходе этих процессов в Алтае-Саянской области была сформирована континентальная земная кора и этот блок причленился с юга к Сибирскому континенту. Эти процессы маркируются образованием в девоне широкой активной континентальной окраины, протягивавшейся от Горного Алтая в Центральную Монголию и сопровождавшейся севернее тыловыми молассовыми впадинами (Уйменско-Лебедской, Минусинской, Кузнецкой и др.) и мощным бимодальным вулканизмом и щелочным плутонизмом горячих точек в Саянах и на южной окраине Сибирского континента.

Окраина Монгольской ветви складчатого пояса, прилегающая к Сибирскому континенту с юго-востока, характеризуется существенно иным строением. Непосредственно с краем континента соседствует Байкало-Патомская складчатая область, сформировавшаяся на месте палеоокеанических структур. В ее пределах можно распознать последовательно сменяющие друг друга с севера к югу раннерифейский (Акиткинский) комплекс активной окраины Сибири, средне-позднерифейские терригенные комплексы пассивной окраины, далеко шарьированные к северу на континент, и, наконец, островодужные рифейские вулканические и плутонические комплексы, дислоцированные и перетасованные с фрагментами океанической коры при коллизии Сибири с пассивной окраиной. Наконец, еще южнее прослеживаются фрагменты кембрийских островодужных вулканических комплексов (Витимская дуга), видимо, соединившихся на западе с одновозрастными дугами Саян.
Байкало-Патомскую и Джугджуро-Становую области ограничивает с юго-востока одна из мощнейших структур, сопровождаемая многочисленными выходами офиолитовых комплексов, Монголо-Охотская, или Южно-Тукурингрская структура. Время причленения к Сибирскому континенту структур противолежащей литосферной плиты изменяется вдоль этой структуры с запада на восток от позднепермского до позднетриасового–юрского и (у Охотского моря) позднеюрского — раннемелового. Возраст коллизии соотносится с возрастом палингенного плутонизма и гранитообразования вдоль южного края Байкало-Патомской и Джугджуро-Становой областей. К югу от этой структуры располагаются на западе Центрально-Монгольский и на востоке Хингано-Буреинский микроконтиненты.

Весьма интересно и достаточно сложно для геодинамической интерпретации поколение позднетриасовых, юрских и раннемеловых структур Забайкалья. Они представлены системой рифтогенных грабенов растяжения, заполненных молассами, часто осложненных надвигами, и сопровождаются интенсивными проявлениями континентального вулканизма (бимодальная и щелочно-базальтовая серии), ассоциированного с интрузиями щелочных пород и агпаитовых гранитов. Этот внутриконтинентальный магматизм и рифтогенез, очевидно, отражает растяжение южной окраины Сибирского континента над горячей областью мантии под влиянием спрединга в Охотской раннемезозойской океанической ветви. В более удаленных от края частях континента на Алданском щите этим процессам отвечают во времени меловые интрузии центрального типа щелочно-ультраосновного, карбонатного, щелочного и агпаит-гранитового состава. Здесь же известны впадины, заполненные юрскими угленосными молассами (Южно-Якутская и др.) и перекрытые тектоническими покровами, двигавшимися с юга. Они связаны с коллизией Хингано-Буреинского микроконтинента с Сибирью в середине мезозоя.

Западно-Сибирский внутриконтинентальный осадочный бассейн заложен на фундаменте Урало-Монгольского складчатого пояса. Начало его формирования связывается с образованием раннемезозойской мировой системы рифтов, расколовших суперматерик Пангею. В пределах России внутриконтинентальный рифтогенез, сопровождавшийся ранне- среднетриасовым базальтовым вулканизмом, захватил территорию Западной Сибири, где образовался Уренгойско-Колтогорский рифт с системой периферических рифтовых структур. На юг эти рифты выклинивались, а на севере они соединялись с раскрывавшейся Южно-Анюйской палеоокеанической ветвью, вливавшейся в свою очередь в океан Панталасса.

Сибирский древний континент почти полностью (за исключением Анабарского и Алданского щитов) перекрыт внутриконтинентальными образованиями. Его фундамент так же, как и фундамент Восточно-Европейского континента, был сформирован в результате столкновения значительного числа мелких блоков, швы между которыми маркированы рифтогенно-коллизионными позднеархейскими и раннепротерозойскими структурами.
Процессы деструкции и рифтогенеза на древнем Сибирском континенте отмечались в те же эпохи, что и на Восточно-Европейском: в рифее и девоне. В это время формируется Вилюйский рифт (видимо, тупиковая ветвь тройного сочленения рифтов у восточного края континента).

На протяжении значительной части своей истории Сибирский континент обрамлялся мощным поясом пассивных окраин. Наиболее древняя из них, средне-позднерифейская, прослеживается вдоль западного (Енисейский кряж), юго-западного (Восточный Саян) и юго-восточного (Байкало-Патомская область) краев континента. В конце рифея эта окраина была дислоцирована и в значительной мере шарьирована на континент. Палеозойская пассивная окраина, связанная с Палеоазиатским океаном, тянется вдоль западного и северного краев континента. Под влиянием закрытия Палеоазиатского океана ее толщи испытали лишь умеренные дислокации. Классическая поздне-палеозойская — раннемезозойская пассивная окраина с переходом терригенных фаций от прибрежноморских и шельфовых до батиальных и турбидитов континентального склона сопровождает северо-восточный край Сибирского континента. Она была интенсивно дислоцирована и шарьирована на край континента в конце юры — начале мела при закрытии Южно-Анюйской ветви палеоокеана и образовала Верхоянскую складчатую область.

В конце палеозоя — начале мезозоя на Сибирском континенте важнейшую роль играли процессы внутриконтинентального магматизма: позднепермская — раннетриасовая тунгусская трапповая серия, щелочно-ультраосновные и щелочно-основные интрузии Меймеча-Котуйской провинции и внедрение кимберлитовых трубок в центральной части Сибирской платформы.

Таймырско-Североземельская складчатая область имеет сложную и еще не полностью выясненную структуру. В ее фундаменте отмечаются наряду с докембрийскими террейнами, вероятнее всего Североземельского микроконтинента, вулканические островные дуги среднего — позднего рифея и офиолитовые покровы. Начиная с венда, вплоть до конца палеозоя, на территории Таймыра фиксируется общая с Сибирским континентом пассивная окраина. В конце палеозоя при окончательном закрытии Палеоазиатского океана Североземельский континент, перекрытый палеозойским осадочным чехлом, столкнулся с пассивной окраиной Сибири, что породило пояс коллизионных гранитов Северного Таймыра и многочисленные тектонические покровы с движением масс к югу (Таймыр) и востоку (Северная Земля). Последние штрихи на структуру Таймырско-Североземельской складчатой области наложил раннемезозойский рифтогенез, создавший, кроме Хатангского рифта, Южно-Анюйскую палеоокеаническую ветвь, разделявшую Южный и Центральный Таймыр. Эта ветвь замкнулась в раннем мелу, что привело к формированию наиболее молодых коллизионных структур Южного Таймыра, в том числе многочисленных покровов.

Средиземноморский складчатый пояс заходит в российские пределы на Северном Кавказе. Структуры палео-Тетиса вскрыты лишь на Передовом хребте Большого Кавказа, где установлены палеозойские островные дуги, тектонически перетасованные с фрагментами докембрийского метаморфического фундамента и палеозойской океанической коры. Остальная часть структур палео-Тетиса образует складчатый фундамент Предкавказья (Скифская «плита») и сформирована при коллизии их с южным краем Восточно-Европейского континента в конце палеозоя. Эта коллизия привела к шарьированию складчатой системы на континент (установленному бурением южнее Астрахани), образованию молассового Донецкого прогиба и отрезала от океанических пространств Прикаспийскую впадину, быстро заполнившуюся соленосными и терригенными осадками перми и мезозоя.

Раннемезозойский спрединг в океане Тетис сопровождался формированием на Северном Кавказе пассивной окраины, сложенной терригенными и карбонатными толщами юры, мела и палеогена. К югу толщи пассивной окраины сменялись образованиями юрского задугового бассейна южного склона Большого Кавказа. Коллизия Аравийского выступа Африканского континента с Европой в конце палеогена–начале неогена вызвала образование складчатого сооружения Большого Кавказа и фронтальных коллизионных прогибов (Индоло-Кубанского и Терского), заполнившихся олигоцен-неоген-четвертичной молассой.

Восточно-Азиатский складчатый пояс образован к середине мелового периода в ходе закрытия Южно-Анюйской океанической ветви. Здесь прослеживаются две главные структуры — Колымо-Индигирская и Южно-Анюйская, в которых океаническая кора погружалась в юго-западном направлении под Сибирский древний континент, на краю которого вплоть до начала столкновений в середине юры длительное время существовала пассивная окраина. Важную роль в строении этого складчатого пояса играют многочисленные микроконтиненты: Алазейский, Охотский, Омолонский, отчленившиеся от какого-то противолежащего континента и мигрировавшие к юго-западу. Закрытие этой океанической ветви произошло при столкновении Евразийского континента с континентом Арктиды (гиперборейским), представленным ныне Чукотским блоком.
В структуре Восточно-Азиатского складчатого пояса выделяются перечисленные ниже основные единицы.
Юго-западную его периферию занимает Верхоянская складчатая область, представляющая собой интенсивно дислоцированную и шарьированную к юго-западу на Сибирский континент его позднепалеозойскую–раннемезозойскую пассивную окраину.

Черско-Полоусненская складчатая система представляет собой вулканическую островную дугу юрского возраста, столкнувшуюся с пассивной окраиной Сибири и содержащую в отдельных тектонических чешуях офиолиты Колымско-Индигирской структуры. Субдукция здесь прекратилась в начале мелового периода при коллизии с континентом Черского и Омолонского микроконтинентов. Охотский микроконтинент столкнулся с пассивной окраиной, видимо, несколько ранее. По особенностям магматизма и структуры здесь удалось реконструировать юрскую зону субдукции, ныне тектонически перекрытую позднеюрскими флишево-турбидитными преддуговыми и раннемеловыми угленосно-молассовыми коллизионными образованиями.

Алазейско-Олойская складчатая система состоит из скученных по многочисленным надвигам фрагментов-террейнов позднепалеозойских, триасовых и позднеюрских вулканических островных дуг. Многочисленные офиолитовые покровы маркируют собой Южно-Анюйскую структуру. Субдукция в этой океанической ветви прекратилась в середине мела при столкновении с этими вулканическими дугами Чукотского микроконтинента.
Южная часть Восточно-Азиатского складчатого пояса занимает территорию Приморья. Она состоит на западе из сложнопостроенных тектонических аккреционных комплексов, причленившихся к восточному краю Хингано-Буреинского микроконтинента. В них представлены палеозойско-триасовых осадочные комплексы пассивных окраин и островодужные вулканиты того же возраста, образующие отдельные небольшие террейны, тектонически перетасованные с терригенными толщами аккреционных призм и преддуговых террас. Выделение террейнов и островных дуг в этих комплексах в настоящее время затруднительно.

К востоку от левостороннего Сихотэ-Алинского сдвига располагаются аккреционные комплексы, сложенные в основном триасово — среднеюрскими, реже юрско — раннемеловыми образованиями, иногда содержащими офиолитовые чешуи. Формирование складчатого основания Сихотэ-Алиня вместе с основанием Западного Сахалина происходило в ходе субдукции тихоокеанской плиты Кула под краевые моря Азиатского континента. Столкновение Сихотэ-Алинской островной дуги и аккреционных комплексов с континентом (отмечаемое коллизионными позднемеловыми гранитами) произошло в середине мелового периода, после чего окончательно завершилось становление фундамента этой части Азиатского континента, маркированное позднемеловыми —раннепалеогеновыми комплексами активной окраины.

Непосредственно после этих событий вдоль границы Азиатского континента с Тихим океаном заложилась новая зона субдукции, наклоненная под Азиатский континент. Параллельно ей на краю континента сформировалась активная окраина андийского типа — Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс, сложенный меловыми (в Сихотэ-Алине и раннепалеогеновыми) магматитами.

В конце палеогена — начале неогена в пределы Азиатского континента с северо-запада проникли структуры формирующейся дивергентной границы между Евразийской и Северо-Американской литосферными плитами. В Северном Ледовитом океане эти структуры выражены рифтовым хребтом Гаккеля, а на Азиатском континенте они прослеживаются в виде Момской рифтовой зоны. Последняя состоит из системы грабенов растяжения, заполненных палеогеновыми и неоген-четвертичными грубообломочными отложениями. Заложение рифта маркировано местами бимодальным вулканизмом альбеского позднемелового возраста. Рифтовая зона продолжает свое развитие и сопровождается широким поясом рассеянной мелкофокусной сейсмичности.

Тихоокеанский складчатый пояс формируется в настоящее время при погружении Тихоокеанской литосферной плиты по зоне субдукции, проходящей вдоль Алеутского, Курило-Камчатского и Японского глубоководных желобов. Краевая часть Евразийской литосферной плиты, на которой покоится складчатый пояс, занята Корякской складчатой системой, Камчатской и Курильской островными дугами и их преддуговыми террасами, акваториями задуговых морей Берингова, Охотского и Японского и Сахалинской складчатой системой. От Восточно-Азиатского складчатого пояса Тихоокеанский пояс отделен крупной сутурой, проходящей вдоль северо-западного побережья Охотского моря.

Корякская складчатая система образована скученными и шарьированными на Азиатский континент преимущественно вулканическими островодужными комплексами позднеюрско — раннемелового, позднемелового — раннепалеогенового и позднепалеогенового — ранненеогенового возраста, тектонически перетасованными с чешуями океанической коры плиты Кула (офиолиты и серпентенитовые меланжи), задуговыми и преддуговыми терригенными флишево-турбидитными комплексами позднемелового — палеогенового возраста. Здесь выделяются также террейны, транспортированные на океанической коре плиты Кула и причленившиеся к островным дугам.
Камчатская складчатая система состоит из двух вулканических островных дуг: позднепалеогеновой — ранненеогеновой на северо-западе и позднепалеогеновой–четвертичной на юго-востоке, совмещенных по мощной зоне разломов, перекрытой молассами Срединной депрессии. В основании островодужных комплексов прослеживаются офиолиты и серпентинитовые меланжи океанической коры. По особенностям магматизма здесь реконструируется сейсмофокальная зона субдукции, развивавшаяся с конца палеогена до сих пор и сопровождающаяся поясом современных вулканов, расположенным над ней при глубинах ее залегания от 100 до 200 км. Юго-восточный и северо-западный склоны островной дуги заняты соответственно преддуговыми и задуговыми флишево-молассовыми комплексами.

Курильская вулканическая островная дуга сложена неоген-четвертичными комплексами Большой Курильской гряды, формирующимися над современной сейсмофокальной зоной при глубине ее залегания около 150 км. Вдоль фронтального ее склона прослеживается погруженная отмершая меловая вулканическая Малокурильская дуга, столкнувшаяся с Охотоморским микроконтинентом, видимо, в неогене.
Охотское море является задуговым бассейном, генетически связанным с Курило-Камчатской островной дугой. Вдоль его краев прослеживаются рифтогенные структуры с мощностью осадков до 6–8 км. В Курильской котловине моря и в котловине, лежащей южнее полуострова Тайганос, гранитно-метаморфический слой отсутствует, и земная кора принадлежит к субокеаническому типу. В центральной части моря выделяется, по геофизическим данным, погруженный Охотоморский микроконтинент (в ряде мест драгированием здесь обнаружены породы континентальной коры).

Аналогичное строение имеет и акватория задугового Японского моря, обладающая земной корой субокеанического типа и заходящая лишь своей периферией и ответвляющимся от нее в северном направлении глубоким (до 6–10 км) рифтом Татарского пролива. Она образовалась в начале миоцена и разделила до того единые структуры Сихотэ-Алиня и Сахалина.

Сахалинская складчатая система имеет в своем основании аккреционный комплекс, состоящий из тектонически перетасованных триасово-юрских и позднеюрско-раннемеловых островодужных вулканических и преддуговых терригенных комплексов, местами включающих в себя фрагменты офиолитов и серпентинитовые меланжи. Зона субдукции, которой эти структуры обязаны своим формированием, реконструируется вдоль границы складчатой системы с Охотоморским микроконтинентом.

Может быть намечена следующая основная последовательность событий, обусловивших становление складчатых поясов на территории России:

венд-кембрий — столкновение Баренции с Европой и образование Тимано-Печорской складчатой системы, раскрытие океанического ложа в Палеоазиатском океане, формирование там аккреционных континентальных масс;

ордовик и силур — раскрытие Уральского палеоокеана, столкновение островных дуг Палеоазиатского океана с малыми континентальными блоками, аккреция Казахстанского микроконтинента, раскрытие палео-Тетиса;

девон — расколы на Восточно-Европейском и Сибирском континентах, образование Прикаспийского океанического бассейна, формирование аккреционных комплексов на Урале, начало закрытия океанов Уральского и палео-Тетиса;

карбон — начало закрытия Уральского палеоокеана и столкновения Казахстано-Тяньшаньского микроконтинента с Европой;

пермь — закрытие восточной ветви палео-Тетиса и Палеоазиатского океана, столкновение Сибири, Казахстана и Европы с формированием складчатых поясов Урала и Алтае-Саянского, становление Лавразии в составе Пангеи, обособление Монголо-Охотского и Южно-Анюйского океанических бассейнов;

триас-ранняя юра — закрытие западной ветви палео-Тетиса с синхронным раскрытием нео-Тетиса, закрытие Монголо-Охотского бассейна и столкновение с Сибирью Амурского микроконтинента, рифтогенез в Северной Евразии с формированием Западно-Сибирского осадочного бассейна;

юра-ранний мел — раскрытие Канадского (Амеразийского) океанического бассейна с синхронным закрытием Южно-Анюйского и столкновение Таймыра и Чукотки с Сибирью, формирование складчатого пояса Северо-Востока Азии;

поздний мел-эоцен — начало закрытия океана Тетис и столкновения Аравии с Евразией, формирование аккреционных поясов востока Азии, раскрытие Евразийского океанического бассейна Арктики;

поздний кайнозой — окончательное закрытие океана Тетис, столкновение Индостана с Азией, образование возрожденных гор Внутренней Азии и Байкальской рифтовой системы, субдукция Тихоокеанской плиты с формированием системы островных дуг и окраинных морей востока Азии.

Возможно выделение двух основных этапов с различным планом взаимодействия литосферных плит. Первый, палеозойский, характеризуется длительным существованием зоны конвергенции литосферных плит вдоль меридиана 90° в. д. и параллельной ей с востока границы раздвижения плит. В зоне конвергенции постепенно скапливались континентальные блоки. Конечным итогом этого этапа стало столкновение Европы с Сибирью и становление суперконтинента Пангея. На втором, мезозойском, этапе Евразия обрамлялась с юга и востока зонами конвергенции литосферных плит: в одной из них поглощалось ложе океана Тетис, в другой — Тихого океана. На втором этапе Евразиатский континент обрастал по краям малыми континентальными блоками, но в конце этапа к нему стали причленяться с юга крупные континенты Гондваны (Аравия и Африка, Индия), а в дальнейшем, видимо, присоединится и Австралия. Таким образом, формируется новый суперконтинент с совершенно иной компоновкой континентов, чем в позднепалеозойской Пангее.