Общая характеристика складчатых поясов. Развитие складчатых поясов.

Общая характеристика складчатых поясов   ,

Крупные складчатые пояса, разделяющие и обрамляющие древние платформы с докембрийским (архей, нижний и средний прбтерозой) фундаментом, начали формироваться в позднем про­терозое (1,0—0,85 млрд лет). Протяженность складчатых поясов составляет многие тысячи километров, ширина обычно превышает тысячу километров. Главными складчатыми поясами планеты являются следующие (рис. 12.1).

1. Тихоокеанский (Круготихоокеанский) пояс, обрамляющий впадину Тихого океана и отделяющий ее от древних платформ (кратонов): Гиперборейской на севере, Сибирской, Китайско-Корейской, Южно-Китайокой, Австралийской на западе, Антарк­тической на юге и Северо- и Южно-Американских на востоке. Этот пояс нередко делится на два — Западно- и Восточно-Тиуо-океанские; последний именуется еще Кордильерским.

5. Урало-Охотский, или Урало-Монгольский, пояс, простираю­щийся от Баренцева и Карского до Охотского и Японского морей и отделяющий Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы от Таримской и Китайско-Корейской. Имеет дугооб­разную форму с выпуклостью к юго-западу. Северная часть пояса простирается субмеридионально и именуется Урало-Сибирским поясом, южная простирается субширотно и называется Централь-ноазиатским поясом. На севере сочленяется с Северо-Атлантичес­ким и Арктическим поясами, на востоке — с Западно-Тихоокеан­ским. – Возник на месте палеоазиатского океана

6. Средиземноморский пояс пересекает земной шар в широт­ном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отде­ляя южную группу древних платформ, до середины юры состав­лявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Северо-Американской, Восточно-Европейской, Таримской, Китайско-Корейской. На западе сочленяется с Восточно-Тихоокеанским (Кордильерским), на востоке — с Западно-Тихоокеанским пояса­ми. После полного раскрытия в середине мела Атлантического океана пояс замкнулся на западе, упираясь в последний. В районе Южного Тянь-Шаня практически смыкается с Урало-Охотским поясом. – Возник на месте Тетиса

7. Северо-Атлантический пояс отделяет Северо-Американский кратон от Восточно-Европейского и на юге сочленяется со Среди­земноморским поясом, а на севере — с Арктическим на западе и Урало-Охотским на востоке. – Возник на месте Япетуса

5. Арктический пояс протягивается от Таймыра до северо-вос­точной Гренландии вдоль современных северных окраин Азии и Северной Америки, отделяя Сибирский и Северо-Американский кратоны от Гиперборейского (Арктиды). На западе он сочленяет­ся с Урало-Охотским поясом, на востоке >— с Северо-Атлантичес­ким. – Бореальный океан

Свидетельством океанского происхождения складчатых поясов является присутствие в них многочисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры и литосферы. Все названные океаны, кроме Тихого, были вторич­ными, образованными в результате раздробления и деструкции суперконтинента Пангея I, объединявшего в среднем протерозое все современные древние платформы. Доказательством такого их происхождения является присутствие в них многочисленных об­ломков раннедокембрийской континентальной коры — микрокон­тинентов и несогласное срезание контурами поясов элементов внутренней структуры древних платформ; примером последнего могут служить восточные и южные ограничения Восточно-Евро­пейской платформы.

Со времени заложения в позднем протерозое складчатые пояса прошли сложную и длительную историю развития. Эта история включала заложение в их пределах новых глубоководных морских бассейнов с корой океанского или переходного типа, возникнове­ние среди них вулканических и невулканических островных дуг, замыкание этих и ранее существовавших бассейнов в результате столкновения ограничивающих их континентальных глыб или островных дуг или, наконец, этих дуг между собой или с конти­нентальными глыбами. Эти процессы протекали разновременно в разных частях одного и того же пояса. Тем не менее в глобальном масштабе статистически намечаются определенные эпохи заложе­ния бассейнов с океанской корой и окончания их развития с ново-образованием континентальной коры <— эпохи орогенеза.

Главными эпохами орогенеза являлись байкальская в конце: докембрия, каледонская в конце силура — начале девона, герцин-ская в позднем палеозое, киммерийская в конце юры — начале мела, альпийская в олигоцене — квартере. Они завершают циклы продолжительностью 150—200 млн лет, впервые выделенные в конце XIX в. французским геологом М. Бертраном и поэтому заслуживающие название циклов Бертрана. Каледонская эпоха явилась завершающей для Северо-Атлантического складчатого пояса, герцинская — для большей части Урало-Охотского пояса, киммерийской эпохой завершилось развитие Арктического пояса. Тихоокеанский и Средиземноморский пояса сохранили свою высо­кую подвижность до наших дней. Все эти складчатые пояс пережили более одного цикла Бертрана, и продолжительность их активного развития охватывает многие сотни миллионов лет. Пол­ный цикл эволюции складчатого пояса, от возникновения до за­крытия океана, получил название цикла Вилсона,

Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вто­ричных океанов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции ареднепротерозойского суперконтинента — Пангеи I. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип складчатых поясов — окраинно-континентальный, образовавшийся на границе Пангеи I и ее фрагментов с Панталассой — предшест­венницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкнове­нием—коллизией — ограничивающих их континентов. Окраинно-континентальные пояса еще не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса.' Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными^ а второго типа ¹— субдукционными.

Судьба -складчатых поясов после окончания их активного развития обычно заключалась в постепенном срезании их горного рельефа и складчато-надвиговых структур денудацией и смене орогенного режима более спокойным, платформенным (см. гл. 13). В дальнейшем отдельные части поясов перекрывались осадочным чехлом и превращались в плиты молодых платформ, как это произошло с северной, западносибирской, частью Урало-Охотского пояса (кроме самого Урала и Енисейского кряжа) и с северной периферией Средиземноморского пояса, ныне занятой Западно-Европейской, Скифской и Туранской плитами. Другие части пояса в новейшую эпоху испытывали повторное горообразо­вание уже во внутриконтинентальных условиях; примеры —Урал, Тянь-Шань, Алтай и ряд других горных сооружений в Урало-Охотском поясе, горные массивы Западной и Центральной Евро­пы — Иберийская Месета, Центральный Французский, Богемский (Чешский) массивы, Гарц, Судеты и другие в Средиземноморском поясе (см. гл. 14).

Миогеосинклиналь – Внешняя зона геосинклинали

Эвгеосинклиналь – Внутренняя зона геосинклинали

. Развитие складчатых поясов

В-первой половине XX столетия, включая 50-е годы, в рамках учения о геосинклиналях была разработана довольно стройная концепция стадийного их развития по пути превращения морского бассейна в складчатое сооружение — ороген.

Было выделено два этапа этой эволюции — собственно геосин­клинальный, с преобладанием погружений, морского режима и мощного осадконакопления, и орогенный, с преобладанием поднятий и горообразования. В каждом из этих этапов стали разли­чать по две стадии; в геосинклинальном этапе первая, раннегео-синклинальная стадия характеризовалась заложением морского бассейна, накоплением относительно глубоководных осадков, под­водным основным вулканизмом (диабазы, спилиты, кератофиры), получившим от Г. Штилле название инициального и в общем от­вечавшим верхней эффузивной части офиолитовых комплексов, в то время как нижняя его часть, представленная габброидами и гипербазитами, рассматривалась как интрузивная и более поздняя. Вторая, позднегеосинклинальная, стадия знаменовалась расчле­нением геосинклинального бассейна на частные прогибы и подня­тия, накоплением флишевых и карбонатных толщ, подводным, от­части наземным вулканизмом среднего—кислого состава, назван­ным Г. Штилле субсеквентным и в целом соответствующим в сов­ременном понимании островодужному.

В орогенном этапе также различались две стадии — раннеоро-генная, проявленная началом воздымания орогена, объединяюще­го прежние частные поднятия (островные дуги в современном смысле), отложением морских моласс в передовых и тыльных прогибах, гранитоидным плутонизмом, субаэральным средним и кислым вулканизмом, региональным метаморфизмом, и поздне-орогенная стадия с усилением воздымания орогенов, сменой ниж­них морских моласс верхними, континентальными и грубообломоч-ными, базальтоидным вулканизмом — финальным, по Г. Штилле.

С появлением тектоники плит истолкование истории складча­тых поясов получило принципиальную новую, последовательно мобилистскую и актуалистическую основу. Дж. Т. Вилсон в 1968 г. предложил схему стадийности в развитии океанских бассейнов в течение цикла, позднее получившего в его честь название «цикл Вилсона». Она включает шесть стадий; 1) континентального риф-тогенеза; современный пример — Восточно-Африканская рифтовая система; 2) ранняя; примеры — Красное море, Аденский залив;

3) зрелая; пример — Атлантический океан; 4) угасания; пример — западная часть Тихого океана; 5) заключительная; пример — Средиземное море; 6) реликтовая (геосутура); пример — линия Инда в Гималаях. Для каждой стадии характерен определенный тип движений (поднятие, растяжение, сжатие, снова поднятие), тип осадков и магматитов.

Начальная стадия развития подвижных поясов. В схеме Вил-сона эта стадия называется зрелой, и характерной для нее счи­тается обстановка океана атлантического типа, т. е. довольно ши­рокого спредингового бассейна, обе окраины которого относятся к пассивному типу. В действительности это не обязательно и свой­ственно лишь межконтинентальным поясам, да и то не всем, ибо в окраинно-континентальных поясах пассивной является лишь окра­ина собственно континента; противоположная, принадлежащая микроконтиненту или вулканической дуге, чаще всего бывает с самого начала активной.

На пассивной окраине на данной стадии формируется мощный обломочный клин, сложенный темноцветной сланцевой (в дисталь-ной части с основными магматитами — диабазами, спилитами) и/или флишевой формациями. Таким огромным обломочным кли­ном является верхоянский комплекс нижнего карбона—средней юры Верхояло-Колымской области, нижне- и среднеюрская слан­цевая формация Большого Кавказа, меловая и нижнепалеогено-

^вая формация Карпат и др. Мощность этих отложений измеряется многими (иногда более десяти) километрами.

В аридном климате существенная роль в сложении осадочной призмы пассивной окраины подвижного пояса принадлежит кар­бонатам, причем на внешнем краю шельфа нередко протягиваются барьерные рифы, а в их тылу накапливаются лагунные красноцве-ты, местами с солями. Такова, например, верхняя юра Большого Кавказа. На континентальном склоне и его подножии рифовые известняки сменяются карбонатным флишем с известковыми тур-бидитами.

Зрелая стадия развития подвижных поясов. Эта стадия харак­теризуется максимальным усложнением геодинамической обста­новки, которая может быть очень разнообразной, но в целом прак­тически для большинства поясов близкой к западно-тихоокеанско­му типу. В океанском бассейне на этой стадии может функциони­ровать несколько осей спрединга (обычно возникающих разновре­менно), существовать несколько островных дуг, энсиматических и энсиалических, со своими зонами субдукции, глубоководными же­лобами над ними, преддуговыми, задуговыми и междуговыми про­гибами, а также микроконтинентами. Соответственно наблюдается большое разнообразие типов осадков, среди которых наиболее характерны флиш и рифовые известняки.

В отличие от флиша континентальных склонов и подножий ранней стадии, песчаники которого обычно являются кварцевыми за счет сноса обломочного материала с платформ, этот флиш по составу граувакковый или туфогенный, поскольку имеет острово-дужное происхождение. Рифовые известняки могут венчать отми­рающие островные дуги, внутриокеанские хребты типа современ­ного Императорского в Тихом океане, и поднятия — плато типа поднятия Шатского, а также отдельные гийоты.

Вулканиты в островных дугах эволюционируют от толеитов до шошонитов, но преобладают породы известково-щелочной ассоциа­ции. Появляются малые, частично субвулканические интрузии кварцевых диоритов, гранитоидов, внедренные в основание вулка­нических дуг.

Континентальные окраины подвижных поясов могут на данной стадии принадлежать разным типам — атлантическому, западно-тихоокеанскому, андскому. Так, северная окраина Средиземномор­ского пояса — океана Тетис в мезозое принадлежала к западно-тихоокеанскому или андскому типу, а южная окраина оставалась пассивной, атлантического типа. При этом надо иметь в виду, что и океанские окраины западно-тихоокеанского типа включают в ка­честве своего наиболее внутреннего элемента пассивные континен­тальные окраины типа современных шельфов Восточно- и Южно-Китайских морей. В процессе дальнейшего развития на них начи­нают надвигаться островные дуги, микроконтиненты или другие террейны, но это уже означает переход к орогенной стадии эво­люции подвижных поясов.

Орогенная стадия развития подвижных поясов. Наступление этой стадии знаменуется окончанием спрединга, завершением по­глощения океанской коры в зонах субдукции и установлением об­становки господства сжатия. Но эти условия не охватывают сра­зу весь подвижный пояс, а обычно сначала его периферические или, напротив, внутренние системы. В этих зонах происходит столкно­вение островных дуг или микроконтинентов друг с другом и в ко­нечном счете с окраиной континента и в результате осадочные и вулканогенные толщи, слагающие их склоны, подвергаются интен­сивным складчато-надвиговым деформациям с общим смещением в сторону континента. Большой Кавказ потому и представляет ис­ключение в этом смысле, что он образовался в результате поддви-га Закавказского микроконтинента под континент Евразии.

Для большей части Средиземноморского пояса и для восточной части Урало-Охотского пояса было характерно последовательное откалывание микроконтинентов от их южных пассивных окраин путем спрединга с последующей коллизией этих микрокон­тинентов с северной континентальной окраиной пояса. Это и яви­лось причиной проявления в первом из названных поясов ранне-и позднекиммерийских эпох диастрофизма, а во втором — бай­кальской, салаирской, каледонской с закономерным смещением зон' проявления этого диастрофизма с севера на юг.

Тафрогенная стадия развития подвижных поясов. Орогенная стадия обычно длится не более первых десятков миллионов лет; по ее окончании наступает релаксация напряжений тангенциаль­ного сжатия и оно сменяется растяжением. Горные сооружения как бы расползаются, нередко вдоль поверхностей надвигов, испыты­вающих обратные смещения и превращающихся в листрические сбросы. За счет этого они осложняются тафрогенами — грабенами, специфической разновидностью рифтов. Их классическими приме­рами являются позднетриасовые — раннеюрские грабены восточ­ного склона Урала и Западной Сибири — Челябинский и другие, а также одновозрастные и однотипные структуры восточного скло­на Аппалачей и основания Приатлантической равнины США. Их выполняют континентальные угленосные, на юге красноцветные осадки, перемежающиеся с покровами толеитовых базальтов. В определенном смысле эта стадия гомологична раннеавлакогенной стадии развития древних платформ.

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: