Центральноевразиатская молодая платформа разделяет Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы. Субширотная граница между эпикарельской Русской и эпигердинской Скифской плитами проходит по серии кулисных краевых швов, погребенных под мезозойско-кайнозойскими отложениями. Субмеридиональная граница между Восточно-Европейской и Цеитральноевразиатской платформами выражена краевыми швами, над которыми получил развитие Предуралъский предгорный прогиб (рис. 39).
На севере описываемая молодая платформа уходит под дно Карского моря я вдоль северо-западного берега Новой Земли контактирует с затопленной докембрийской Баренцевой глыбой. На северо-северо-во-стоке Центральноевразиатская платформа контактирует с океанической плитой Нансена и сибирскими мезозоидами под морем Лаптевых; ее южный рубеж определяют краевые швы, протягивающиеся вдоль альпийской складчатой области. На юге почти повсеместно развиты предгорные прогибы альпид. Под дном Черного моря платформа соприкасается с Центральночерноморской котловиной. На юго-востоке, на пространстве от Гиссарского хребта до Кузнецкого Алатау, Центральноевразиатская платформа граничит с Тяныпаньскок областью неоген-антрогюгенового эпиплатформенного орогенеза. Р. Г. Гарецкий [27] включает в молодую платформу также «аппендиксы» Донбасса, Добруджи и Мизийской плиты.
Площадь Центральноевразиатской платформы составляет 6,5 млн. км2, из которых на долю плит приходится 5,9 млн. км2. В качестве щитов и кряжей платформы выделяются Таймыр, Новая Земля, Пайхой, Урал, Центральноказахстанский массив, отдельные хребты восточной части Кызылкумского поднятия, Горный Мангышлак.
Как отмечает Р. Г. Гарецкий [27], молодые платформы образовались на пространстве между кратонами и мезозойско-кайнозойскими геосинклинальными поясами. Последние после герцинской складчатости пережили регенерацию геосинклинального режима, тогда как крупные сегменты земной коры за пределами альпийского подвижного пояса остались консолидированными. В мезозое и кайнозое обширные участки герцинских складчатых систем были вовлечены в опускание и стали фундаментом плит. Значительная часть территории молодых платформ в результате энергичного погружения превратилась в глубоководные котловины внутренних морей и впадины или плиты Атлантического и Северного Ледовитого океанов.
Принадлежность Западно-Сибирской, Туранской и Скифской плит единой платформе определяется общностью их палеозойского складчатого основания и платформенного чехла, который включает в себя горизонты юрской, меловой, палеогеновой, неогеновой и четвертичной систем. В разных зонах из разреза выпадают юрские и частично нижнемеловые отложения и, наоборот, в отдельных впадинах к чехлу относятся слои верхнего триаса. Пермо-триасовые образования, по мнению некоторых исследователей, занимают промежуточное положение между геосинклинальным и платформенным комплексами. Они характеризуют так называемый переходный этап в развитии герцинид, который состоит в воздымании складчатой области и продолжает собственно орогенную стадию [66].
По мнению А. Е. Шлезингера [140] и Р. Г. Гарецкого [28], орогенные, вторично-геосинклинальные и платформенные тектонические элементы внутри плит достаточно длительно (один-два периода) развивались одновременно, а смена орогенных структур платформенными в отдельных районах совершалась постепенно. Поэтому в разных зонах Центральноевразиатской платформы основание плащеобразного «плитного» осадочного покрова неодновозрастно: в областях, где орогенные впадины продолжали погружаться и после замыкания геосинклинальных систем (Усть-Енисейская, Мургабская, Южно-Мангышлак-ская и другие депрессии), к платформенному чехлу, по-видимому, относятся и триасовые отложения. В пределах посторогенных сводовых поднятий существуют катаплатформенные структуры растяжения (грабены), несогласно перекрытые плащеобразным чехлом юрских и меловых отложений. Этот чехол образовался после смены восходящих движений опусканием (восточный склон Урала, Тургайский пролив).
Очевидно, «промежуточный» этаж нельзя поставить в один генетический ряд с геосинклинальными структурно-формационными комплексами: при наличии достаточного фактического материала по глубинному строению плит из состава «переходных» толщ можно выделить орогенные, квазиплатформенные формации [48], раннеплатформенмые образования (вулканогенно-осадочные породы грабенов) и элементы типично платформенных плащеобразных чехлов [16, 82].
На значительной по площади части плит, особенно в зонах поднятий и на бортах прогибов, платформенный покров начинается горизонтами нижней — средней юры.
Структурная карта Центральноевразиатской платформы, построенная по подошве юрского комплекса и по поверхности фундамента в зонах выклинивания нижне-среднеюрских отложений (рис. 39), отображает две мегасинеклизы — Западно-Сибирскую и Скифско-Туранскую, разделенные Центральноказахстанским щитом и Кустанайской высоко приподнятой седловиной. Общая мощность осадков и полнота разреза в пределах Западно-Сибирской плиты возрастает с юга на север, в сторону Карского моря, а на Туранской и Скифской плитах — в южном направлении, по мере приближения к альпийской складчатой области.
Мощность платформенного чехла, начиная с юрских отложений, в краевых прогибах Кавказа и Копет-Дага достигает 10—11 км, а в днищах впадин на севере Западно-Сибирской плиты — 6—7 км. Общая мощность юрских и меловых толщ на перипдатформенном склоне Скифско-Туранской мегасинеклизы и во внутренних впадинах Надым-Тазовской региональной депрессии примерно одинакова и составляет 5—6 км. Нижне-среднеюрский комплекс выклинивается вдоль уступов, отделяющих Внутреннюю тектоническую область от Приуральского и Приказахстанского склонов Внешнего пояса Западно-Сибирской плиты. Своеобразный Внешний пояс существует также вблизи северной границы Скифской и в северо-северо-восточной части Туранской плиты, где отсутствует сплошной покров юрских отложений и сокращается мощность меловых образований.
Определенное морфологическое сходство имеют и частные структуры плит: впадины, мегапрогибы, своды, зоны поднятий (мегавалы). Вместе с тем Западно-Сибирский сегмент Центральноевразиатской платформы принципиально отличается от Скифско-Туранского. Последний в целом ориентирован параллельно альпийским складчатым сооружениям. При этом простирания герцинских структур фундамента южных плит, Кавказа, Копет-Дага и возрожденных гор Тяньшаньской системы в основном совпадают. Отсюда проистекает общий наклон поверхности фундамента и всех горизонтов мезозойско-кайнозойского чехла в юго-юго-западном направлении. В эту же сторону увеличивается мощность осадков.
Субмеридиональные («антикавказские») разрывные и пликативные дислокации связаны с реакцией гетерогенного фундамента на активное тектоническое воздействие альпийских геосинклиналей и с внутренней неоднородностью последних.
Поперечные поднятия и прогибы обусловлены существованием срединных массивов, жестких глыб ранней (возможно, докембрийской) консолидации внутри палеозойских подвижных поясов, К таким древним глыбам, по мнению В, Е. Хайна [138], относятся участки фундамента в основании Устюртской синеклизы, Ставропольского, Карабогазского и Центральнокаракумского сводов.
Иное положение занимает Западно-Сибирская плита, огражденная от альпид палеозойскими и допалеозойскими складчатыми сооружениями, которые составляют южное, западное и восточное обрамления мегасинеклизы, Северная граница плиты скрыта под водами Карского моря, в структуре которого выделяются Южно- и Северо-Карская синеклизы. Первая входит в состав Западно-Сибирской плиты, а вторая — в состав Баренцово-Карской древней платформы [115]. Между названными синеклизами отсутствует надводный орографический раздел. Существование же подводного выступа на восточном продолжении Новой Земли не доказано, тем более, что мощность осадочного чехла в Южно-Карской депрессии, отображенная на рис. 40, занижена по меньшей мере вдвое: по материалам сейсморазведки на Северном Ямале она превышает 6 км и нарастает на север, в сторону Карского моря.
Ю. Е. Погребицкий и другие исследователи [115] предполагают, что в Северо-Карской синеклизе и в районах континентального склона в основании мезозойско-кайнозойского чехла присутствуют паралические триасовые и континентальные рэт-лейасовые толщи. Выше они перекрыты с угловым несогласием морскими осадками средней и верхней юры, на которых лежат платобазальты и угленосные терригенные породы нижнего мела. Такой тип разреза характерен для Земли Франца-Иосифа [45].
Область распространения нижнемеловых платобазальтов, по-видимому, охватывала и пространство современных океанических впадин, которые формировались в мезозойско-кайнозойское время (вероятно, начиная с мелового периода) на месте активизированной древней платформы. Под влиянием мезозойской и кайнозойской океанизации циркумполярной области в энергичное опускание вовлекается и Западно-Сибирская плита. Последняя может рассматриваться как поперечный платформенный прогиб по отношению к океаническим котловинам Нансена и Амундсена, развивавшимся подобно молодой геосинклинали на доорогенных стадиях.
Дислокации складчатого фундамента Западно-Сибирской плиты ориентированы в основном вкрест простирания океанических впадин Ледовитого океана.
В упомянутой области активизации и океанизации еще не проявились процессы складчатости и орогенеза, тогда как в Среднеземноморском поясе альпийский орогенез протекал энергично и был причиной образования предгорных прогибов по южному краю эпипалеозойской платформы, омоложения Тянь-Шаня и существенной перестройки структурного плана ряда районов Скифской и Туранской плит. Правда, неогеновая активизация дифференцированных движений охватила также и районы Арктики; с этим процессом связаны эпиплатформенный орогенез Полярного Урала, Новой Земли, Таймыра, а также общее неогеновое воздымание северной части Западно-Сибирской плиты. Но в целом арктическая область активизации и океанизации в мезозое и палеогеновом периоде вызывала относительно устойчивое, длительное прогибание большей части дна Западно-Сибирского бассейна. Это прогибание не прерывалось сколько-нибудь значительной по амплитуде и площади распространения инверсией тектонического режима.
Скорость мезозойско-палеогенового погружения возрастала с юга на север, причем субширотные волны опускания трансформировались в существенно субмеридиональную конседиментационную складчатость. Такая трансформация была обусловлена субмеридиональным простиранием границ неоднородных блоков в фундаменте.
На Скифской и Туранской плитах границы между тектоническими элементами палеозойского складчатого фундамента в основном параллельны структурам альпид. Это совпадение было и в прошлом, на доорогенных стадиях развития альпийских геосинклиналей и на этапе их замыкания, что способствовало образованию контрастных структур в платформенном чехле Туранской и Скифской плит, развитию дизъюнктивных нарушений и даже проявлениям юрского и раннемелового эффузивного вулканизма, установленного в Предкавказье, Своды и мегавалы Туранской и Скифской плит имеют значительно более высокую амплитуду по сравнению со своими западно-сибирскими аналогами. Вследствие относительно крутых региональных наклонов здесь доминируют гомоклинали, ступени, сложные системы линейных структур. Внутри Туранской плиты распространены зоны выхода на поверхность пород складчатого основания (Туркестано-Алайская, Гиссарская мегантиклинали, Каратау, Туаркыр).
В Средней Азии своеобразными тектоническими формами, неизвестными в Западной Сибири, являются соляные валы с отдельными ядрами протыкания (Репетекский, Байрамалийский).