Развитие складчатых поясов

Во второй половине XIX столетия возникло представление о том, что складчатые системы закономерно зарождаются в пределах и в результате эволюции линейных зон интенсивного погружения и осадконакопления, получивших название геосинклиналей. Во второй 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 поднятия и горообразования. В каждом из этих этапов стали различать две стадии в геосинклинальном этапе первая, раннегеосинклинальная 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 — раннеорогенная, 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 позднеорогенная стадия с усилением воздымания орогенов, сменой нижних морских моласс верхними, континентальными и грубообломочными, базальтоидным вулканизмом — финальным, по Г. Штилле

В свете последующих открытий, главным образом в области морской геологии, в этих представлениях обнаружились серьезные недостатки. Прежде всего они были основаны, особенно в интерпретации В.В. Белоусова, на фиксистских принципах, на отрицании какой-либо роли горизонтальных напряжений и движений растяжения и сжатия. В них не дается правильного определение характера геосинклинальных бассейнов на начальной стадии их развития вследствие неправильной интерпретации природы офиолитовых комплексов, неучета их тождества с корой океанского типа. Истолкование природы осадочных комплексов также не учитывает данных об их современных аналогах. Неприменение метода актуализма к интерпретации эволюции геосинклиналей — один из главных недостатков геосинклинальной концепции. Другим её серьезным методологическим недостатком является излишний детерминизм: в ней предполагается, что развитие подвижных поясов происходит по достаточно стройной схеме и в общем однообразно

Когда к концу 60-х годов выяснилось, что офиолиты — не чти иное, как древняя океанская литосфера, представление о стадийности геосинклинального процесса претерпело определенную трансформацию, в частности в трудах сотрудников Геологического института АН СССР во главе с А.В. Пейве. Был сделан правильный вывод о том, что главным итогом развития подвижных геосинклинальных поясов является новообразование континентальной коры за счет океанской. Соответственно, раннегеосинклинальная стадия стала рассматриваться как океанская, позднегеосинклинальная — как островодужная, а с началом орогенного этапа стало связываться становление новой континентальной коры.

С появлением тектоники плит истолкование истории складчатых поясов получило принципиально новую, последовательно мобилистскую и актуалистическую основу. Дж.Т. Вилсон в 1968 г предложил схему стадийности в развитии океанских бассейнов и течение цикла, позднее получившего в его честь название «цикла Вилсона». Она включает шесть стадий: 1) континентального рифтогенеза; современный пример — Восточно-Африканская рифтовая система; 2) ранняя; примеры — Красное море, Аденский залив; 3) зрелая; пример — Атлантический океан; 4) угасания; пример — эападная 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.

Дальнейшее развитие этих взглядов применительно к отдельным складчатым поясам и системам показало, что их развитие портекает сугубо индивидуально, весьма различными путями. Так, турецкий геолог Дж. Шенгёр недавно выделил 20 типов орогенов по условиям и истории их развития. Однако такое разнообразие не исключает проявления общих для эволюции всех орогнов тенденций и закономерностей. Общим является прежде всего начальное и конечное состояния: глубоководный бассейн с тонкой корой океанского типа превращается в конце концов в складчатое, точнее складчато-покровное горное сооружение — ороген с мощной, до 60—70 км, зрелой континентальной корой. Обстановка преобладающего растяжения и опускания сменяется в конце цикла обстановкой преобладающего сжатия и поднятия. азнообразие проявляется в различии условий заложения бассейнов океанского типа, условий формирования орогенов и особенно, как мы видим ниже, на средних стадиях развития подвижных поясов, когда в них наблюдается наиболее широкий спектр структурных элементов и их геодинамических соотношений. Поэтому интерпретация геодинамических обстановок этих стадий представляет наибольшие трудности и вызывает наибольшие разногласия среди исследователей. Рассмотрим все это подробнее.

Заложение подвижных (геосинклинальных в прежней терминологии) поясов. Выше уже говорилось о том, что существует два главных типа позднепротерозойских и фанерозойских подвижных поясов — межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальные пояса, к которым относятся Северо-Атлантический, Урало-Охотский, Средиземноморский и Арктический, заложены на зрелой континентальной коре среднепротерозойской Пангеи I в процессе ее рифтогенной деструкции. Они прошли в своем нормальном развитии две первые стадии цикла Вилсона — стадию континентального рифтогенеза африканского типа в рифее и стадию межконтинентального рифтогенеза красноморского типа в конце рифея — начале палеозоя. В первую стадию накапливались обломочные толщи озерно-аллювиального происхождения н излились бимодальные вулканиты — базальты, риолиты, щелочные разности. Во вторую стадию появляются эвапориты, затем морские терригенные и карбонатные осадки, а вулканиты принадлежит семейству толеитов. Начинается спрединг, но морской бассейн имеет еще ограниченную ширину — до 100 км или немногим более. Окраинно-континентальные подвижные пояса зародились на периферии Пангеи I, на ее границе с Панталассой. Их заложение могло протекать несколько по-разному, по крайней мере в трех основных вариантах. Один из этих вариантов тождествен описанному выше для межконтинентальных поясов и заключается в рифтогенезе с откалыванием от основного континентального массива глыб в несколько сотен километров в поперечнике, превращающихся в микроконтиненты — «бордерленды», в то время как между ними раскрывается глубоководный бассейн япономорского типа. Соответственно континентальные осадки сменяются морскими терригенными и терригенно-карбонатными толщами, а бимодальные вулканиты — толеитовыми базальтами.

Другая модель заложения окраинно-континентальных подвижных поясов заключается в новообразовании в океане, обычно на не очень большом (сотни километров) расстоянии от континента, энсиматической вулканической дуги типа Алеутской или Марианской, обычно вдоль трансформного разлома. В дальнейшем эта дуга может испытать расщепление с образованием остаточной дуги ближе к континенту и междугового бассейна, причем подобный процесс может неоднократно повторяться. Иллюстрацией этого варианта может служить район Филиппинского моря на западе Тихого океана. С появлением островной дуги по ее периферии вместо глубоководных илов начинают накапливаться граувакки, флиш, пирокластические осадки. Противоположный, континентальный, край бассейна чаще всего носит характер пассивной окраины с отложением шельфовых обломочных и карбонатных осадков.

В третьем варианте на краю континента закладывается зона субдукции и подвижный пояс начинает развиваться по андскому типу. Над зоной субдукции возникает энсиалическая вулканическая дуга, а в ее тылу окраинное море на сиалическом или симатическом, в случае проявления рифтогенеза, основании. В висячем крыле зоны субдукции начинает формироваться аккреционный клин, в энсиалическом окраинном море накапливаются мелководные, а в энсиматическом более глубоководные осадки.

Начальная стадия развития подвижных поясов. В схеме Вилсона 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 дистальной части с основными магматитами — диабазами, спилитами) и/или флишевой формациями. Таким огромным обломочным клином является верхоянский комплекс нижнего карбона — средней юры Верхояно-Колымской области, нижне- и среднеюрская сланцевая формация Большого Кавказа, меловая и нижнепалеогеновая 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 баьерные рифы, а в их тылу накапливаются лагунные красноцветы, местами с солями. Такова, например, верхняя юра Большого Кавказа. На континентальном склоне и его подножии рифовые известняки сменяются карбонатным флишем с известковыми контуритами.

Зрелая стадия развития подвижных поясов. Эта стадия харакизуется 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 небольшое 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 (счет сноса обломочного материала с платформ), этот флиш по составу граувакковый или туфогенный, поскольку имеет островордужное 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, западнохоокеанскому, андскому. Так, северная окраина Средиземноморого 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 океанские окраины западно-тихоокеанского типа включают в качестве своего наиболее внутреннего элемента пассивные континенльные 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 cpазу 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 поддвига Закавказского микроконтинента под континент Евразии.

Рис. 12.9. Формирование складчатых зон юго-западной Японии в результате последовательного столкновения активной континентальной окраины с микроконтинентами Хонсю (на рубеже перми и триаса) и Куросегава (в конце юры — начале мела). По М. Фору, Ж. Шарве и др., 1987:
1 — континентальная кора; 2 — океанская кора; 3 — литосферная мантия; 4 — осадки; 5 — гранитоидные плутоны

Рис 12.10. Палинспастические профили через Южный Урал в палеозое (в современных координатах запад слева), по В.Н. Пучкову, 1993.
Континенты: ВЕК — Восточно-Европейский (с силура — ЕАК, Еврамерийский), ККК — Казахстано-Киргизский. Тектонические зоны: С — Сакмарская, М — Магнитогорская (И — Ирендыкская островная дуга в ее пределах), ВМ — Восточно-Мугоджарская Д — Денисовская, ВВ — Восточная вулканогенная. Мегазоны: ЗУ — Зауральская, ВУ — ВосточноУральская. ПУ — Предуральский краевой прогиб. 1—3 — земная кора: континентальная (1), переходного типа (2), океанская (3); 4 — аккреционные призмы; 5 — осадочные комплексы; 6 — мантия; 7—8 — направление движения: литосферных плит и материала мантии (7), тектонических покровов (8); 9 — главные сутуры; 10 — вулканические дуги

Рис 12.11. Аккреция континентальной окраины в Новой Гвинее, столкновение с Новобританской островной дугой. По Б. Берчфилу (1981), с изменениями.
НГ — Новая Гвинея; островные дуги: Новобританская (НБ) и Соломонова (СД); моря: Арафурское (А), Бисмарка (Б), Соломоново (См); I — линия профиля. 1—4 — зона аккреции: позднекайнозойские (1) и доэоценовые (2) островодужные вулканиты, офиолиты (3), осадочные толщи (4); 5 — комплексы континентальной платформы; 6— то же под морем, а также верхи осадочного чехла на северной окраине; 7 — складчатость; 8 — современные зоны субдукции; 9 — надвиги; 10 — современный островодужный вулканизм

Рис. 12.12. Семаильский офиолитовый аллохтон (С) в Горном Омане, надвинутый на край Аравийской платформы. Внизу справа — датировки осадочных формаций, офиолитов и базальных метаморфитов, определяющие время обдукции, которая сопровождалась телескопированием формаций континентального склона в подстилающем офиолиты аллохтонном комплексе Хавасина (X). По Б. Рейнгарту (1969), А. Робертсону (1987), с изменениями,
1 — офиолитовый аллохтон (на карте) и надвиги; 2 — серпентинизированные перидотиты; 3 — габброиды; 4 — комплекс параллельных даек (долериты); подушечные базальты; 6 — аллохтонный комплекс Хавасина (формации континентального склона и его подножия); 7 — блоки известняков; 8 — трансгрессивная серия неоавтохтона

Рис. 12.13. Главные шовные зоны складчатой области Тянь-Шаня, их деформация и взаимодействие (по М.Г. Ломизе, 1993):
1 — каледонская Киргизско-Терскейская офиолитовая сутура; 2 — герцинская Алай-Кокшальская офиолитовая сутура; 3 — альпийские разломы (в том числе подновленные позднегерцинские разломы); 4—6 — главные континентальные единицы: Северо-Тяньшаньская (4), Срединно-Тяньшаньская (5) и Южно-Тяньшаньская (6)

Подобные эпизоды частичной коллизии, предшествующие общему и окончательному замыканию подвижного пояса, обычно отвечают заключительным эпохам одного из циклов Бертрана или одной из крупных эпох диастрофизма в пределах этих циклов. Иногда, как отмечалось выше, отдельные сегменты пояса могут испытывать полное замыкание, как это произошло с западной частью Средиземноморского пояса в конце палеозоя и, возможно в конце протерозоя.

Для большей части Средиземноморского пояса и для восточной части Урало-Охотского пояса было характерно последова тельное 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.

Нечто подобное происходило и в Ниппонском сегменте Западно-Тихоокеанского пояса. Здесь, на юго-западе современной Японии, с северо-запада на юго-восток, т.е. в направлении современного океана, друг друга сменяют зоны позднегерцинской (конец перми — начало триаса), позднекиммерийской (конец юры — начало мела) и альпийской (предсреднемиоценовой) складчатости. Деформациям всякий раз подвергалось выполнение окраинных морей с корой океанского типа в результате столкновения очередного микроконтинента (Хонсю, Куросегава, Куросио) с окраиной континента, наращенной зоной предшествующей складчатости (рис. 12.9).

Аналогичный процесс представляет надвигание на край континента вулканических и невулканических островных дуг. Так, завершающий этап развития Уральской системы состоял в последовательном надвигании на окраину Восточно-Европейского континента начиная с середины девона все более восточных островных дуг, пока, наконец, в середине карбона не произошло столкновение со всей этой системой Казахского микроконтинента, т.е. межконтинентальная коллизия (рис. 12.10).

Следует отметить, что в тылу сталкивающихся с окраиной континента микроконтинентов или вулканических дуг может проявляться вторичный спрединг и могут возникать новые бассейны типа окраинных морей. Именно так происходило в упоминавшемся выше случае юго-западной Японии и во многих других.

В окраинно-континентальных поясах на данной стадии происходит наращивание (аккреция) края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. На таком фундаменте нередко образуются краевые вулканоплутонические пояса андского типа. Мощный и протяженный пояс подобного типа образовался вдоль восточной окраины Азиатского материка в среднем и позднем мелу вдоль западной окраины Северной и Южной Америки с конца юры.

Процессы регионального сжатия, вызванные столкновением микроконтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов (рис. 12.11). Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы. Перед фронтом таких покровов за счет их разрушения часто формируются олистостромы, нередко включающие в качестве своих элементов глыбы — олистолиты пород этих покровов, иногда огромных размеров (сотни, тысячи кубических километров), заключенные в глинистом матриксе — осадке бассейнов, куда под действием силы тяжести спускались эти покровы. В дальнейшем движении последние нередко перекрывают олистостромы — продукты своего же разрушения.

Микститами (лат. mixlum — смешанный) называются породы любого происхождения (в том числе, например, тиллиты), состоящие из смеси неокатанных обломков самых разных пород.

В подошве шарьяжей, особенно офиолитовых, часто встречаются микститы¹ другого, не гравитационного, а чисто тектонического происхождения, именуемые меланжем; в случае офиолитов серпентинизированный меланж, матрикс которого состоит из тонкоперетертого серпентинитового материала. Впрочем, меланж может в дальнейшем испытать переотложение и войти в состав олистострома, а олистостром — подвергнуться тектоническому дроблению и превратиться в меланж. Такие гибридные образования именуют «олистомеланжем».

Надо напомнить, что олистостромы не обязательно являются остатками шарьяжей. Они нередко образуются в подножии листрических сбросов пассивных континентальных окраин, как это было отмечено при исследовании западно-африканской окраины Атлантического океана.

Особый интерес представляют крупные офиолитовые покровы, непосредственно перекрывающие окраину континентов в результате обдукции, т.е. надвигания океанской литосферы (см. гл. 6). Особенно впечатляющи офиолитовые покровы Омана (рис. 12.12), где мощность офиолитовой пластины достигает 12 км (!). Обдуцированные покровы офиолитов наблюдаются также в ряде районов периферии Тихого океана — на Новой Гвинее, Новой Каледонии, на восточном Сахалине, в Олюторской зоне Корякии и на ее продолжении в восточной Камчатке. Известны случаи образования гранитогнейсовых куполов за счет разогрева и ремобилизации континентальной коры под малотеплопроводными офиолитовыми покровами.

В случае отсутствия обдуцированных офиолитовых покровов офиолиты выступают в виде меланжа или протрузий, т.е. диапировых внедрений, обязанных высокой пластичности серпентинитов, вдоль офиолитовых швов или сутур, маркирующих след столкновения литосферных плит. К этим же сутурам нередко приурочены ывходы глаукофановых сланцев — метаморфитов высокого давления — низкой температуры. Вдоль некоторых швов, особенно древних, выступают эклогиты и бластомилониты, более высокотемпературные образования. Иногда признаком сутуры является лишь резкий контраст между геологическим строением соприкасающихся по разлому блоков, а офиолиты вовсе отсутствуют или представлены небольшими выходами отдельных элементов офиолитовых комплексов. Это свидетельствует о полном поглощении океанской коры в зоне субдукции. Тем ценнее фиксация редких реликтов офиолитовых или глаукофан-сланцевых и эклогитовых комплексов. В ходе развития складчатой области офиолитовые сутуры могут претерпеть деформацию, а иногда активизируются в новой геодинамической обстановке совместно с более поздними структурными швами (рис. 12.13).

На орогенной стадии ядро формирующегося складчатого горного сооружения подвергается региональному метаморфизму до амфиболитовой фации и внедрению крупных плутонов гранитоидов, часто батолитовых размеров. В межконтинентальных, коллизионных орогенах это происходит за счет нагнетания и сопутствующего разогрева и плавления нижней части континентальной коры. В окраинно-континентальных орогенах типа Кордильер гранитно-метаморфическое ядро образуется над зонами субдукции, но обычно также при участии плавления нижней части континентальной коры в их висячем крыле. Гранитные батолиты — как правило, многофазные образования, формирующиеся на протяжении нескольких десятков миллионов лет. анние фазы являются гранодиоритовыми или граносиенитовыми, более поздние отличаются повышенной щелочностью. В целом эти гранитоиды отличаются от более ранних преобладанием К₂О над Na₂O.

Развитие межконтинентальных коллизионных орогенов может быть проиллюстрировано на примерах Альп и Гималаев (рис. 12.14), окраинно-континентальных, субдукциопных — Северо-Американских Кордильер и Анд (рис. 12.15).

Орогенную стадию (этап) часто разделяют на две подстадии или даже самостоятельные стадии: раннеорогенную и позднеорогенную. В раннеорогенную стадию горообразование идет в основном за счет тектонического скучивания, вызванного тангенциальным сжатием, к которому постепенно добавляется эффект метаморфизма и гранитизации. Эти процессы, как и складчато-надвиговые деформации центральной части сооружения, достигают кульминации именно на данной стадии. Но горный рельеф еще низкий или умеренный, поэтому обломочный материал, постугппощий с гор в результате их эрозии, еще мелкий. За счет этого материала отлагается сначала в морских, а потом в лагунных условиях нижняя, песчано-глинистая, нередко с участием пачек известняков и (или) эвапорптов моласса. Известняки и эваапориты отлагаются, видно, во время относительных пауз в воздымании орогена.

Рис. 12.14. Схема тектонической эволюции Западных Альп от раннего мела до современной эпохи. По Д. Авигаду, X. Шойену, Б. Гоффе, А. Мишару (1993). Структурные единицы: адриатического происхождения — Ивреа (Iv), Сезия (Se), Дан-Бланш (DB); пьемонтские (океанские) — «блестящие сланцы» (SL), офиолиты (Ор); европейского происхождения — Дора Майра (DM), Бриансонская (Вг), Гельветско-Дофинейская (HD). 1—2 — континентальная кора: европейская (1) и адриатическая (2); 3 — океанская кора и офиолиты; 4 — «блестящие сланцы»; 5 — граниты

Рис 12.15. Развитие окраинно-континентальнего (субдукционного) орогена в Кордильерах Калифорнии. По Ж. Дебельмасу и Ж. Масле (1991), упрощено.
Буквы в кружках — главные фазы деформаций: Н — невадийская О — орегонская, Л — ларамийская. 1 — континентальная кора; 2 — океанская кора; 3 — вулканические формации островных дуг; 4—5 — осадочные формации: морские (4) и континентальные (5); 6 — формация голубых сланцев; 7 — все невадийские формации без расчленения; 8 — гранитоиды; 9 — разрывы

На позднеорогенной стадии воздымание складчатого сооружения резко ускоряется. Теперь поднятие идет уже в основном за счет изостазии, поскольку к началу этой стадии кора приобретает резко повышенную, вдвое против обычной для платформ с равнинным рельефом, мощность. Такое большое пририащение мощности коры является следствием совокупности нескольких процессов — интенсивного, часто лавинного по А. П. Лисицыну осадконакопления, интенсивной вулканической деятельности с накоплением продуктов тектонического скучивания, регионального метаморфизма и, наконец, гранитизации. По мере остывания литосфера становится все более проницаемой для мантийных расплавов. Известково-щелочной вулканизм в коллизионных орогенах сменяется базальтовым. В окраинно-континентальных орогенах кордильерскогоо типа ближе к краю континента продолжают существовать краевые вулканоплутонические пояса, а базальтовый и (или) щелочной вулканизм проявляется в тылу последних. Общая обстановка тангенциального сжатия сохраняется, но в осевой части орогена на него нередко накладывается растяжение, могущее приводить к образованию эпиорогенных рифтов, с которыми и бывает связан базальтовый или щелочно-базальтовый вулканизм. В других случаях ороген расчленяется сдвигами — продольными, диагональными, поперечными; первые иногда имеют весьма значительную амплитуду. Складчато-надвиговые деформации сжатия продолжаются в эту эпоху на периферии орогена и в прилегающих частях передовых и межгорных прогибов. В самих этих прогибах, как и раньше, идет накопление моласс, теперь уже в основном континентальных и крупно- или даже грубообломочных, большой мощности.

Тафрогенная стадия развития подвижных поясов. Орогенная стадия обычно длится не более первых десятков миллионов лет; по 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 таккже одновозрастные и однотипные структуры восточного склона Аппалачей и основания Приатлантической равнины США. Их выполняют континентальные угленосные, на юге красноцветные песчаники, перемежающиеся с покровами толеитовых базальтов. В определенном смысле эта стадия гомологична раннеавлакогенной стадии развития древних платформ.

ГЛАВА 13
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ПЛАТФОРМЫ

Общая характеристика

Континентальные платформы (кратоны) представляют собой как бы ядра материков и занимают большие части их площади порядка миллионов квадратных километров. Они слагаются типичной континентальной корой мощностью 35—45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 150—200 км, а по некоторым данным — до 400 км. Они обладают изометричной, полигональной формой.

Значительные площади в пределах платформ покрыты неметаморфизованным осадочным чехлом толщиной до 3—5 км и в наиболее глубоких прогибах и впадинах до 10—12 и даже, в исключительных случаях (Прикаспийская впадина), до 20—25 км. В состав чехла могут входить покровы платобазальтов и изредка более кислых вулканитов. На участках, не покрытых чехлом, на поверхность выступает фундамент платформы, сложенный в различной степени метаморфизованными, а также интрузивно-магматическими породами, среди которых ведущая роль принадлежит гранитам. Платформы обычно характеризуются равнинным рельефом, то низменным, то плоскогорным. Некоторые их части могут быть покрыты мелким, эпиконтинентальным морем типа современных Балтийского, Белого, Азовского, Их характеризует также низкая скорость современных вертикальных движений, слабая сейсмичность, отсутствие или редкое проявление вулканической деятельности, пониженный по сравнению со среднеземным тепловой поток. В общем, платформы — это наиболее устойчивые и спокойные части континентов.

Понятие о платформах зародилось в конце XIX в. в противопоставление подвижным поясам земной коры, к тому времени получившим название геосинклиналей. Первоначально платформы называли просто равнинами (А.П. Карпинский), континентальными площадями (французский ученый Э. Ог); термин «платформа» появился впервые в 1904 г. во французском переводе капитального труда австрийского геолога Э. Зюсса, в котором усская равнина была описана как Russische Tafel, т. е. дословно «Русская плита». В русской литературе по почину А.Д. Архангельского платформой стала называться не только усская плита, т.е. область, покрытая осадочным чехлом, но и участки Восточной Европы, где на поверхность выходит непосредственно фундамент, т.е. щиты и массивы. В 1921 г. для стабильных частей континентов, охватывающих и плиты и щиты, австрийский тектонист Л. Кобер предложил термин «кратоген» (греч. «кратос» — крепкий, устойчивый), который немецкий ученый Г. Штилле сократил до названия «кратон». Последнее удержалось в литературе, особенно зарубежной, а у нас употребляется как синоним платформы. В разработке учения о платформах, их строении и развитии ведущая роль принадлежала русским ученым, начиная с А.П. Карпинского и А.П. Павлова, а впоследствии — А.Д. Архангельскому, Н.С. Шатскому, А.А. Богданову, М.В. Муратову, А.Л. Яншину, Р.Г. Гарецкому.

Наиболее типичными являются древние платформы, т.е. платформы с докембрийским, в основном раннедокембрийским фундаментом, составляющие древнейшие и центральные части материков и занимающие около 40% их площади; термин «кратон» обычно применяют только к ним. К числу древних платформ относятся Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, составляющие их северный ряд, и Южно-Американская, Африканская, Индостанокая, Австралийская, Антарктическая, входящие в южный ряд; промежуточное положение занимает Южно-Китайская платформа (китайские геологи называют ее платформой Янцзы). В фундаменте древних платформ преобладают архейские образования, за ними идут раннепротерозойомие, подчиненно — среднепротерозойские, а верхнепротерозойские участвуют в строении фундамента лишь двух древних платформ — Южно-Американской и Африканской. Эти образования, как правило, глубокометаморфизованы (амфиболитовая и гранулитовая фации метаморфизма); главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены граниты. Поэтому такой фундамент называют гранитогнейсовым или кристаллическим. Скорость продольных сейсмических волн в верхней части составляет 6,0—6,6 км/с. Древние платформы имеют полигональные очертания и отделены от смежных складчато-надвиговых сооружений орогенов их передовыми прогибами, наложенными на опущенные края этих платформ, либо непосредственно тектонически перекрыты их надвинутыми периферическими зонами. По периферии Восточно-Европейской платформы наблюдаются оба типа соотношений. Так, Урал, Кавказ, Карпаты отделены от этой платформы своими передовыми прогибами, на которые они надвинуты, а Скандинавские каледониды и северо-западное продолжение Тимана вдоль побережья Кольского полуострова непосредственно надвинуты на платформу, причем шарьяжи каледонид перекрывают ее край на расстояние до 200 км. На остальных участках своего периметра Восточноевропейская платформа граничит с молодыми платформами — Западноевропейской на западе, Скифско-Туранской на юге, причем ограничения представлены разломами, частично субвертикальными, частично надвиговыми.

Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь в структуре материков (около 5%) и располагаются либо по их периферии, как Средне- и Западно-Европейские, Восточно-Австралийская и Патагонская, либо между древними платформами, как, например, Западно-Сибирская платформа между древними Восточноевропейской и Сибирской. Фундамент молодых платформ слагается в основном фанерозойскими осадочно-вулканическими породами, испытавшими слабый (зеленосланцевая фация) или даже только начальный метаморфизм, хотя встречаются и блоки более глубокометаморфизованных древних, докембрийских, пород, составлявшие некогда микроконтиненты среди подвижных поясов фанерозоя. Граниты и другие интрузивные образования, среди которых следует отметить офиолитовые пояса, играют подчиненную роль в составе этого фундамента, который в отличие от фундамента древних платформ именуется не кристаллическим, а складчатым, от чехла он отличается не столько метаморфизмом, сколько высокой дислоцированностью. Скорость продольных сейсмических волн у его поверхности составляет 5,5—6,0 км/с; иногда под более молодым складчатым комплексом сейсмически прощупывается более древний, раннедокембрийский, со скоростями 6,0—6,5 км/с.

В зависимости от возраста завершающей складчатости этого фундамента молодые платформы или их части подразделяются на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Так, Западно-Сибирская и Восточно-Австралийская платформы являются частично эпикаледонскими, частично эпигерцинскими, а платформенная Арктическая окраина Восточной Сибири — эпикиммерийской, эпибайкальские платформы с верхнепротерозойским фундаментом смятым в самом конце докембрия (Тимано-Печорская, в частности), но своим особенностям стоят ближе к молодым платформам, чем к древним, хотя, как указывалось выше, байкальские складчатые системы входят и в состав фундамента некоторых древних платформ.

Осадочный чехол молодых платформ имеет в основном юрско- или мел-четвертичный возраст; на эпигерцинских платформах чехол начинается с верхней перми, на эпикаледонских — с верхнего девона. Геологи-нефтяники нередко выделяют между складчатым основанием и типичным чехлом молодых платформ промежуточный комплекс, выполняющий обычно отдельные впадины. Этот комплекс отличается от фундамента слабой дислоцированностью и полным отсутствием метаморфизма и гранитов, а от чехла oтделяется несогласием и обнаруживает большую уплотненность своих пород. Формационный и структурный анализы показывают, что к промежуточному комплексу относятся образования двух типов: 1) осадочное, молассовое или молассово-вулканическое выполнение межгорных впадин последнего орогенного этапа развития подвижного пояса, предшествовавшего образованию платформы; 2) обломочное и обломочно-вулканогенное выполнение грабенов, образованных на стадии перехода от орогенного этапа к раннеплатформенному. На Западно-Сибирской и Скифско-Туранской платформах промежуточный комплекс имеет соответственно позднепалеозойский и триасово-раннеюрский возраст.

Молодые платформы в значительно большей степени покрыты осадочным чехлом, чем древние, и по этой причине их часто именуют просто плитами (те же Западно-Сибирская и Скифско-Туранская). Выступы фундамента, не затронутые новейшей тектонической активизацией и поэтому не превращенные во внутриконтинентальные орогены (см. гл. 14), встречаются скорее в виде исключения, одно из них — Казахский щит между Западно-Сибирской и Туранской плитами. Соответственно, молодые платформы обладают за пределами таких щитов или массивов равнинным, часто низменным рельефом.

Участкам наибольшей (более 10 км) мощности осадочного чехла на молодых, реже древних платформах обычно отвечают участки с аномальным характером фундамента (консолидированной коры). Кора эта имеет здесь пониженную мощность — менее 1520 м — и уже у своей верхней границы обнаруживает скорости продольных волн, характерную для нижней («базальтовой») континентальной коры или для второго слоя океанской коры, — близкую к 6,5 км/с; отсюда наименование этих участков — «базальтовые окна». Существуют основания предполагать, что такие участки развития коры, близкой к океанской, действительно представляют собой реликты бассейнов с океанской корой в пределах подвижных поясов. К ним относятся Прикаспийская впадина в юго-восточном углу Русской плиты, отдельные впадины Сибири, в частности Нюрольская на юге, впадины в Баренцевом и Карском морях и др. Не вполне заполненная осадками современная структура такого типа — впадина Мексиканского залива.

Осадочные чехлы молодых платформ отличаются от чехлов древних платформ повышенной дислоцированностью и более высокой степенью унаследованности дислокаций от внутренней структуры фундамента. На древних платформах наследуются в основном разломы, а на молодых — часто также складки, воспроизводимые в чехле в ослабленных зонах.

⇐ Предыдущая29303132333435363738Следующая ⇒

Поделиться: