Структурные элементы поверхности фундамента и осадочного чехла платформ

Платформы подразделяются прежде всего на крупные площади выходов на поверхность фундамента — щиты и на не менее крупные площади, покрытые чехлом, — плиты.

Щиты занимают территорию с поперечником, нередко превосходящим тысячу километров. На протяжении своей истории они обнаруживают устойчивую тенденцию к поднятию и денудации, хотя временами ненадолго покрывались, полностью или частично, мелким морем: Канадский щит в ордовике — девоне, Балтийский щит в кембрии—силуре, Алданский — в кембрии и т.д. Менее крупные и более длительное время затоплявшиеся морем выступи фундамента обычно именуются массивами, например Анабарский массив Сибирской платформы, Украинский массив Восточно-Европейской платформы и др. Впрочем, Украинский массив нередко также называют щитом.

Щиты легко выделяются в платформах северного ряда, где они со всех сторон окружены чехлом, но значительно труднее в плат формах южного ряда, особенно Африканской и Индостанской, им большей части площади которых фундамент обнажается на поверхности, а чехол, напротив, распространен более ограниченно, и пределах замкнутых впадин. Как отмечалось выше, молодые платформы целиком или почти целиком представляют собой плиты, а щиты или массивы здесь встречаются в виде исключения. Таким образом, плиты — преобладающий элемент строения большей части древних и особенно молодых платформ, покрытый осадочным или осадочно-вулканогенным чехлом изменчивой мощности (см. ниже). В пределах плит различают структурные элементы подчиненного (второго) порядка: антеклизы, синеклизы и авлакогены; последние могут осложнять строение и щитов (например, Овручский авлакоген на северо-западе Украинского щита, авлакоген Нелчер и другие на Канадском щите).

Антеклизы¹ представляют собой крупные и пологие погребенные поднятия фундамента, в сотни километров в поперечнике. Глубина залегания фундамента и соответственно мощность чехла в их сводовых частях не превышает 1—2 км; разрез чехла обычно изобилует перерывами и сложен сугубо мелководными или континетельными отложениями. Иногда в центре антеклизы имеются относительно небольшие выходы фундамента (Воронежская антеклиза Русской плиты, Оленекская антеклиза в Сибири, антеклизы Бенд и Озарк в Северной Америке). В некоторых случаях антеклизы являются как бы многовершинными. Эти вершины именуются сводами, например Татарский и Токмовский своды Волго-Уральской антеклизы. Антеклизы встречаются и на молодых плитах,например Каракумская антеклиза Туранской плиты.

¹ Термин введен А.Н. Мазаровичем в 1921 г.

² Термин введен А.П. Павловым в 1903 г.

Синеклизы² — крупные, пологие, почти плоские впадины фундамента с глубиной залегания фундамента до 3—5 км и относительно более полным и глубоководным («мористым») разрезом осадочного чехла (рис. 13.2). Следует иметь в виду, что антеклизы и синеклизы — очень пологие структурные формы: угол наклона слоев обычно составляет менее 1° и не может быть замерен обычным компасом в обнажениях, поэтому эти структуры устанавливаются по смене выходов более древних и более молодых отложений на геологических картах и по данным бурения и сейсморазведки. Синеклизы наблюдаются не только в пределах плит, но иногда и в пределах щитов (например, синеклиза Гудзонова залива на Канадском щите); на гондванских платформах они представляют изолированные впадины, окруженные выходами фундамента (синеклизы Конго, Таудени в Африке, Амазонская в Южной Америке и др.). На платформах северного ряда синеклизы обычно граничат либо с антеклизами, либо с щитами. Типичными являются Московская синеклиза Русской плиты, Амударьинская (Мургабская) синеклиза молодой Туранской плиты.

Существует два особых типа синеклиз. Один из них характеризуется резко повышенной мощностью осадочного чехла (до 10—11 даже 20—25 км) и залеганием чехла непосредственно на фундаменте со скоростями продольных сейсмических волн, типичными для нижнего слоя континентальной коры или для второго слоя океанской коры. Об этих синеклизах уже говорилось выше и высказывалось предположение, что они могут представлять реликты океанских бассейнов подвижных поясов.

Второй особый тип синеклиз — трапповые синеклизы, например Тунгусская Сибирской платформы, Деканская Индостана, Карру Южной Африки, Параны Южной Америки. В их разрезе, особенно в его верхах, залегает мощная платобазальтовая форма, покрывающая площадь более 1 млн км²; с базальтами ассоциируют дайки и силлы основных магматитов. Любопытно, что эти синеклизы в рельефе обычно выражены плоскогорьями — плато Путорана в Сибири, Декан в Индостане, Карру в Южной Африке. Вероятно, это объясняется повышенной мощностью коры, нарастившейся снизу основной магмой.

Рис. 13.2. Геологические разрезы через западную часть Московской синеклизы, по В.Г. Петрову, 1973 (наверху) и Прикаспийскую синеклизу, по В.Л. Соколову, 1970 (внизу), Восточно-Европейская платформа:
1 — отложения верхнего плиоцена; 2 — отложения палеогена, мезозоя и перми-триаса; 3 — соляные штоки и гряды; 4 — подсолевой осадочный комплекс 5—6 — консолидированная кора (5 — «гранитный», 6 — «базальтовый» слои, 7 — верхняя мантия

Подобно тому как антеклизы могут распадаться на несколько сводов, синеклизы могут состоять из нескольких впадин,разделенных сводами или седлами. Несколько таких впадин различают в пределах Тунгусской синеклизы; их нередко считают самостоятельными синеклизами. В Западно-Техасской синеклизе Северо-Американской платформы выделяют впадины Делавер и Мидленд, разделенные «Центральной платформой».

Весьма примечательным типом крупных отрицательных структур платформ являются авлакогены (греч. «авлакос» — борозда т.е. бороздой рожденные), впервые выделенные в 1960 Н.С. Шатским и впоследствии оказавшиеся широко распространенными практически на всех платформах. Авлакогены — это четко линейные грабен-прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине в десятки, иногда более сотни километров, ограниченные разломами (сбросами) и выполненные мощными толщами осадков, а нередко и вулканитов, среди некоторых особенно характерны базальты повышенной щелочности и родственные им породы. Среди осадков типичны соленосные и паралические угленосные формации, которые встречаются и в глубоких синеклизах. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10—12 км, а консолидированная кора и литосфера в целом часто утонены, что сопровождается подъемом разуплотненной мантии (астеносферы). Такое глубинное строение характерно для континенентальных рифтов: их древней и погребенной разновидностью — палеорифтами — авлакогены и являются. Присутствие в структуре платформ обнаруживается лишь бурением и (или) сейсморазведкой; именно по данным бурения на Русской плите они и были открыты Н.С. Шатским.

В более поверхностной структуре авлакогены могут быть выражены двояко: либо развитыми над ними синеклизами, либо зонами складчатости чехла. Примером соотношений первого рода может служить Украинская синеклиза, сложенная осадками от верхов нижнего карбона до неогена и перекрывающая Днепрово-Донецкий авлакоген, выполненный отложениями от среднего девона до нижнего карбона включительно. Перерождение авлакогенов, сначала через равновеликие прогибы, в синеклизы представляет обычное явление, и можно утверждать, вслед за Н.С. Шатским, что в основании большей части, если не всех синеклиз (осадочных бассейнов), должны находиться палеорифты - авлакогены. Эта закономерность получила название правила Шатского.

Однако далеко не все авлакогены эволюционировали по пути превращения в синеклизы. Другая их часть подверглась сжатию и превратилась в складчатые зоны разной степени сложности. В одних случаях это сравнительно простые одиночные валы, например Вятский вал над Кировско-Казанским авлакогеном, в других случаях — сложные валы, состоящие из нескольких параллельных цепочек локальных поднятий, в третьих — настоящие интракратонные складчатые зоны довольно сложного строения, с разрывами надвигового типа. Таковы Кельтиберийская зона в Испании, зоны Среднего, Высокого и Сахарского Атласа в Магрибе, Пальмирид в Сирии и др. Во всех этих примерах отрицательные структуры — авлакогены — переродились в положительные — валы, складчатые зоны («плакантиклинории», как их назвал польский геолог Е. Зноско), т.е. произошла, как говорят, тектоническая инверсия.

Внутренняя структура неинверсировавших авлакогенов также бывает разной степени сложности. Помимо главных разрывов, ограничивающих авлакоген, часто наблюдаются параллельные им, причем все эти разрывы обычно относятся к типу листрических сбросов (рис. 13.3). В осевой части широких авлакогенов нередко находятся горстовые поднятия, как, например, Сунтарский горст в Вилюйском авлакогене.

Рис. 13.3. Сейсмогеоло-гический разрез через Припятский авлакоген, Восточно-Европейская платформа. По Р.Г. Гарецкому, С.В. Клушину, 1989:
1 — чехол платформы (рифей—квартер); 2 — клиноформы в низах земной коры и их контуры; 3 — волноводы; 4 — зоны разуплотнения (тектоническая трещиноватость?); 5 — поверхность фундамента; 6 — отражающие площадки; 6 — листрические сбросы; 8 — границы зоны «коро-мантийной смеси»: а — ее кровля (поверхность Мохоровичича, М), б — подошва

Для многих авлакогенов, например упоминавшихся Днепровско-Донецкого и Кировско-Казанского, характерно двухфазное paзвитие. Первоначально они возникли в рифее, но затем, после довольно длительного денудационного интервала, возродились в середине девона.

Выше уже упоминались валы представляющие платформенные структуры низшего порядка, обычно развитые либо над осевыми частями авлакогенов, либо в их бортах, над граничными и другими разрывами. Валы представляют собой пологие линнейные поднятия протяженностью несколько десятков километров. Как правило, они состоят из одного или нескольких рядов более мелких антиклинальных структур, которые геологи-нефтяники именуют локальными поднятиями. Н.С. Шатский предложил называть их плакантиклиналями, т.е. плоскими антиклиналями, но этот термин не привился. Действительно, в подавляющем большинстве случаев это очень пологие формы, высотой не более первых сотен, а часто только десятков метров. Но встречаются и более резко выраженные структуры, с наклоном крыльев до первых десятков градусов, притом асимметричные, например складки Саратовского Поволжья или Нижнего Приангарья.

Дислокации платформенного чехла могут иметь различное происхождение. По-видимому, основная их часть, и притом наиболее интенсивно выраженная, связана с тангенциальным сжатием, исходящим от смежных орогенов. Такое сжатие может распространяться на сотни километров от фронта орогена, вызывая инверсию авлакогенов, образование надвигов (Северо-Донецкий, Жигулевский надвиги Русской плиты, надвиги запада Туранской плиты) и складок. Существование горизонтального сжатия в теле платформ, направленного от орогенов, установлено в Северной Африке и Западной Европе. Образование платформенных складок за счет этого сжатия облегчается в случае присутствия среди пород осадочного чехла соленосной толщи или глинистых пачек (Рис. 13.4). Очень показателен в этом смысле пример Ангаро-Ленской зоны дислокаций на юге Сибирской платформы, где соль имеет кембрийский возраст, или Юрских гор в Западной Европе с соленосным триасом в основании разреза. Соленосные девон, пермь, триас во многом обусловили и сложное строение интракратонных складчатых зон, возникших над авлакогенами.

Рис. 13.4. Геологический профиль одного из участков Ангаро-Ленской зоны дислокаций, Сибирская платформа. По А.Э. Конторовичу, 1994:
1—4 — осадочные породы: соли (1), терригенные (2), терригенно-карбонатные (3), карбонатные (4); 5 — силлы долеритов; 6 — кристаллический фундамент; 7 — разрывы

Но далеко не вся платформенная складчатость может быть отнесена к наведенной складчатости тангенциального сжатия. В некорторых частях платформ, удаленных от орогенов, распространены складки, не связанные непосредственно с авлакогенами и не обладающие простиранием, параллельным фронту ближайшего орогена, или вообще не отличающиеся сколько-нибудь однообразной ориентировкой. Подобные складки скорее всего связаны с подвижками блоков фундамента по разломам: они могут быть надразломными, надблоковыми (рис. 13.5), поэтому и получили названиe отраженных. Но в чем причина перемещения блоков фундамента? Этот вопрос нельзя считать решенным. Возможно, что такой причиной является общее охлаждение и неравномерное опускание фундамента, а возможно, что, напротив, разогрев в периоды активизации платформы (см. ниже).

Этими двумя типами дислокаций — наведенным и отраженным — не исчерпывается разнообразие платформенных складок. В авлакогенах и глубоких синеклизах с мощными соленосными толщамии широко распространены соляные диапиры — купола и валы (Днепровско-Донецкий авлакоген, Прикаспийская, Среднеевропейская, Мексиканская синеклизы и др.)- В верхней части осадочного чехла достаточно часто встречаются складки экзогенного происхождения — уплотнения (над рифами, песчаными линзами), выпирания (в речных долинах), гляциодислокации и др.

Рис. 13.5. Отраженные складки в низах платформенного чехла Западной Сибири, Алясовская площадь. По В.Н. Марковичу и М. И. Козловой:
1 — фундамент; 2 — продуктивный березовский горизонт верхней юры; 3 — аргиллиты верхней юры — валанжина; 4 — песчано-глинистые отложения валанжина—готерива; 5 — глинистые отложения готерива—баррема; 6 — разрывные нарушения

Помимо щитов и плит в структуре платформ, по предложению Е. В. Павловского, нередко различают третий элемент того же первого порядка — зоны перикратонных опусканий. Такие зоны наиболее четко выделяются между щитами и орогенами или их передовыми прогибами; в Северной Америке это зона Великих равнин между Канадским щитом и Скалистыми горами, в Южной Америке — зона между Гвианским и Западно-Бразильским щитами, с одной стороны, и Андами — с другой. На Восточно-Европейской платформе с известной долей условности, связанной с неопределенностью границы с усской плитой, подобной зоной можно считать Волго-Уральскую область и, с большей уверенностью, южный, причерноморский, склон Украинского щита и западный склон того же щита и Белорусской антеклизы — Вислянско(Балтийско)-Днестровскую зону. На Сибирской платформе Е.В. Павловский выделил в качестве тектонотипа «перикратонного прогиба» Ангаро-Ленскую зону.

Зоны перикратонных опусканий характеризуются пологим моноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фундамента в сторону смежных подвижных поясов. По существу они представляют наиболее внутренний, проксимальный, элемент пассивных континентальных окраин и отвечают внутреннему шельфу, отличаясь обычно повышенной мощностью (до 10—12 км) и более открыто-морским составом осадков по сравнению со смежными плитами, хотя встречаются и паралические и лагунные формации. Их внешняя граница практически проводится либо по появлению моласс передового прогиба, наложенного, как правило, на продолжение той же зоны перикратонных опусканий, либо практически вдоль фронта интенсивных деформаций сложного орогена, в последнем случае эта граница может не совпадать с линией заметных изменений фаций и мощностей отложений, либо носит вторичный характер.

Стадии развития платформ

Поверхность фундамента платформ отвечает срезанной денудацией поверхности складчатого пояса — орогена. Таким образом, платформы следуют за орогенами в эволюционном ряду крупных элементов земной коры и литосферы. Однако настоящий платфориый режим устанавливается на площади былого подвижного пояса не сразу, иногда лишь по прошествии многих десятков, в случае молодых платформ — даже нескольких сотен, в случае древних платформ — миллионов лет, с наступлением стадии накопления плитного чехла. А перед этим, в течение «доплитного» этапа, платформы проходят две подготовительные стадии, на которыx они отличаются еще повышенной подвижностью, — стадию кратонизации и авлакогенную стадию, выделенные А.А. Богдановым.

Стадия кратонизации на большей части площади древних платформ отвечает по времени первой половине среднего протерозоя, раннему рифею. Как отмечалось выше, есть серьезные основания предполагать, что на этой стадии все современные древние платформы еще составляли интегральные части единого супергинента — Пангеи I, возникшей в конце раннего протерозоя, поверхность суперконтинента испытывала общее поднятие, и накопление осадков, в основном континентальных, происходило на ограниченных площадях. Зато широкое развитие получило образование субаэральных покровов кислых эффузивов и туфов, в том числе игнимбритов, нередко несколько повышенной щелочности (калиевости). Одновременно более древние породы подвергались калиевому метасоматизму и происходило внедрение крупных расслоенных плутонов, часто в форме лополитов, основных в нижней части, более кислых — в верхней; первый тип пород обычно представлен габбро-анортозитами, второй — гранитами типа рапакиви. Если первые представляют продукт плавления нижней коры под влиянием подъема астеносферы или непосредственно подъем продуктов плавления последней, что наиболее вероятно, то граниты образуются за счет плавления верхней коры. Во всяком случае, магматизм и метасоматизм данной стадии свидетельствуют о повышенном тепловом и флюидном потоке и в свою очередь приводят к изотропизации платформенного фундамента.

Авлакогенная стадия на большинстве древних платформ соответствует среднему и позднему рифею и может захватывать и ранний венд. Она знаменует начало распада суперконтинента и обособления отдельных древних платформ, характеризуясь господством растяжения и образованием многочисленных рифтов и целых рифтовых систем, в большинстве своем затем перекрытых чехлом и превращенных в авлакогены, он дал и название стадии, подобные рифтовые системы установлены практически на всех древних платформах, особенно северного ряда (в южном ряду они превратились в позднем рифее в интеркратонные геосинклинали), — в Северной Америке, Восточной Европе (рис. 13.6), Сибири, Северном Китае и Корее. Выполнены эти палеорифты-авлакогены обломочными континентальными и мелководно-морскими осадками: кварцитами, аргиллитами, строматолитовыми карбонатами; в позднем рифее кое-где (Австралия) впервые появляются эвапориты. Разрезы обычно построены циклически. Встречаются покровы платобазальтов и силлы габбро-диоритов и габбро-диабазов, т.е. породы трапповой ассоциации, преимущественно на границе циклитов среднего и позднего рифея, позднего рифея и венда.

Рис. 13.6. Рифейские рифты (авлакогены) Восточно-Европейской платформы, по Е.Е. Милановскому (1979), упрощено: 1 — рифты и разломы; 2 — проявления магматизма; 3 — инверсионные поднятия

На молодых платформах, где доплитный этап сильно сокращен по времени, стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная стадия проявлена образованием рифтов, непосредственно наложенных на отмирающие орогены в согласии с их простиранием. Эти рифты нередко называют тафрогенами, а соответствующую стадию развития — тафрогенной (см. гл. 12). Их выполнение представлено обломочными отложениями — красноцветными или угленосными, а также базальтами. Типичны позднетриасовые-раннеюрские грабены типа Челябинского на восточном склоне Урала и их аналоги под чехлом Приатлантической равнины в США, в Восточной Австралии и т.д. Грабены Срединной долины Шотландии и другие в Британских каледонидах относятся к той же категории.

Переход к плитной стадии (собственно платформенному этапу) завершился на древних платформах Восточной Европы, Сибири, Китая и Кореи в венде, Северной Америки — в конце кембрия, южных материков — в ордовике (Австралии — в кембрии). Он выразился в замещении авлакогенов прогибами, с расширением последних до размеров синеклиз, затоплении морем промежуточных поднятий и их превращении в антеклизы и тем самым в образовании сплошного платформенного чехла. Начало накопления плитного чехла закономерно совпадает с началом распада суперконтинентов — в венде — кембрии Пангеи I, в Юре — Пангеи II. Именно поэтому чехол молодых платформ по своему стратиграфическому объему соответствует первому слою коры современных океанов. Накопление этого чехла не было, однако, непрерывным — оно прерывалось эпохами тектонической активизации, которая выражалась в осушении платформ, перестройке их структуры, проявлении магматической деятельности. Восточно-Европейская платформа пережила подобные эпохи в позднем кембрии, середине девона и середине триаса, Сибирская — в середине и конце триасa, Китайско-Корейская — в силуре — раннем карбоне и т.д. Эти перерывы подразделяют плитный чехол на отдельные циклически построенные комплексы, которые, как правило, отвечают тектоническим циклам смежных подвижных поясов — каледонскому, герцинскому и др.

На значительных пространствах древних платформ южного ряда настоящей плитной стадии еще не наступило, а процесс ограничился образованием изолированных синеклиз («синеклизная» стадия).

На молодых платформах Евразии плитная стадия началась в средней юре; по существу, то же относится к Восточной Австралии и Патгагонии. Соответственно здесь плитный чехол отвечает одному (на эпигерцинских платформах) или двум (на эпикаледонских платформах) циклам чехла древних платформ.

13.5. Осадочные формации плитного чехла и эволюция структурного плана платформ

Осадочные формации платформ в целом отличаются от формаций подвижных поясов отсутствием или во всяком случае слабым развитием, с одной стороны, глубоководных и, с другой стороны, грубообломочных континентальных осадков. Лишь скорее в виде исключения на плитах встречаются черносланцевые толщи типа верхнедевонского доманика Русской и Тимано-Печорской плит, сибирского верхнекембрийского «доманика», верхнеюрской баженовской свиты Западной Сибири, черных сланцев среднего палеозоя плиты Мидконтинента Северной Америки. Все эти образования возникли в условиях некомпенсированного прогибания при глубине моря в несколько сотен метров, в то время как глубина появления типичных осадков платформенного чехла обычно не превышала 50 м и лишь местами достигала 100 м. Поскольку платформенное осадконакопление протекало в континентальных или очень мелководных условиях, на него существенное влияние оказывала климатическая обстановка. Вследствие этого характер отложений, слагающих крупные формационные ряды отдельных этапов (циклов) развития плитного чехла, заметно различаются, и эти ряды приходится рассматривать раздельно (рис. 13.7). Однако формации, занимающие одинаковое положение в этих рядах, имеют достаточно много общего и характеризуют одни и те же фазы тектонического развития.

Рис. 13.7. Формационные ряды Восточно-Европейской, Сибирской и Северо-Американской платформ, по В.Е. Хаину (1964):
1—8 — формации: 1 — континентальная (а — нижняя, б — верхняя); 2 — лагунная красноцветная; 3 — морская терригенная (а — трансгрессивная, б — регрессивная); 4 — известняковая; 5 — гипсово-доломитовая; 6 — угленосная; 7 — соленосная; 8 — трапповая; 9 — глауконит в морской терригенной формации; 10 — перерыв в отложении осадков

В основании формационных рядов чехла обычно залегают континентальные обломочные формации: серо-, красно- или пестроцветные бескарбонатные, с каолиновым цементом — продуктом размыва коры выветривания, иногда с лимническими углями в условиях гумидного климата (красная окраска характерна для тропических условий, серая — для умеренных), а также красноцветные с карбонатным цементом, нередко гипсоносные — в аридном климате. С началом морокой трансгрессии на смену континентальным формациям сначала приходят паралические или лагунные: соответственно сероцветная паралическая угленосная в гумидном и гипсосоленосная эвапоритовая — в аридном климате. Как отмечалось выше, особенно мощные эвапориты, нередко включающие не только каменную, но и калийные соли, накапливаются в авлакогенах, например в Днепровоко-Донецком, и в глубоких синеклизах типа Прикаспийской или Среднеевропейской. По мере дальнейшего развития трансгрессии эти формации перекрываются трансгрессивными терригенными формациями — в гумидном климате кварцево-песчаной с глауконитом и фосфоритами, а в аридном — пестроцветной песчано-глинистой, иногда с гипсом.

В фазу максимальной трансгрессии (инундации, т.е. затопления, по С.Н. Бубнову), когда внутренние источники сноса — щиты, массивы, вершины антеклиз — перекрываются морем, преобладание получают карбонатные формации — гумидные мергельно-известняковые (в мелу и палеогене формация писчего мела и мелоподобных мергелей) и аридные — преимущественно доломитовые. В отдельных более глубоких впадинах и, в частности, в авлакогенах в условиях дефицита материала отлагаются темные, обогащенные органическим веществом минерально-сланцевые толщи «доманикового» типа; зоны их накопления нередко окаймляются рифовыми постройками авандельтового происхождения (рис. 13.8). Трансгрессия в конце концов сменяется регрессией и начинается обратная последовательность формаций, завершающаяся снова континентальными, в холодном климате покровно-ледниковыми (квартер Северного полушария, неоген — квартер Южного) формациями. Последние могут находиться и в основании ряда, например в верхах карбона — низах перми южных, гондванских платформ. Во внеледниковых областях ледниковая формация замещается лёссовой.

Рис. 13.8. Взаимоотношение фаций в девонских и каменноугольных отложениях Камско-Кинельской системы прогибов (Волго-Уральская область Восточно-Европейской платформы), по M.Ф. Мирчинку, Р.О. Хачатряну и др., упрощено:
1 — известняки; 2 — глинистые известняки; 3 — доломиты; 4 — битуминозные глинисто-кремнистые известняки и сланцы; 5 — рифогенные известняки и доломиты; 6 — глины и аргиллиты; 7 — песчаники; 8 — угли и углистые сланцы; 9 — гранитогнейсы

Рис. 13.9. Перераспределение и переориентировка прогибов Восточно Европейской платформы от байкальского этапа (I) к каледонскому (II), герцинскому (III) и альпийскому (IV). По Н.С. Иголкиной и др. (1970), с изменениями:
1 — поднятия; 2 — слабые погружения (мощности отложений до 500 м); 3 — интенсивные погружения (более 500 м); 4 — авлакогены; 5 — фронт каледонских надвигов Скандинавии

На протяжении плитной стадии, которая на древних платформах длилась 500—600 млн лет, их структурный план претерпевал неоднократные изменения. Эти изменения были приурочены в основном к границам циклов и подчинялись закономерности, впервые установленной для Русской плиты А.П. Карпинским и оказавшейся справедливой для всех других платформ. Согласно этому «правилу Карпинского», наибольшее погружение на каждом тектоническом этапе испытывает полоса, расположенная вблизи наиболее активного в данную эпоху (особенно пережившего орогенез) подвижного пояса и параллельная ему. Так, на Русской плите (рис. 13.9) в каледонском цикле основное погружение испытала ее северо-западная часть, тяготеющая к Скандинавским каледонидам; в это погружение был втянут и Балтийский щит. На герцинском этапе в интенсивные опускания была втянута восточная половина платформы, примыкающая к Уральскому подвижному поясу, а на юге в полосе, параллельной Средиземноморскому поясу, возник Припятско-Днепровско-Донецкий авлакоген. В альпийском цикле в погружения была вовлечена вся южная часть платформы, вместе с молодой Скифской плитой, тяготеющая к тому же Средиземноморскому поясу, в то время как ее остальная часть постепенно втягивалась в поднятие.

На Сибирской платформе основные опускания в каледонском цикле испытала ее южная часть (особенно Ангаро-Ленский прогиб), граничащая с Центральноазиатским подвижным поясом. На герцинском этапе область максимальных погружений переместилась в северо-западную часть платформы, пограничную с Таймырской подвижной системой, а на киммерийском этапе — в восточную — Вилюйскую синеклизу, открывавшуюся в Верхояно-Колымский бассейн. На собственно альпийском этапе, в мелу и кайнозое, погружения сосредоточились в Енисей-Хатангском и Лено-Вилюйском (Предверхоянском) прогибах, вблизи переживавших позднекиммерийские поднятия Таймыра и Верхоянья, а остальная часть платформы испытывала поднятие.

Следует оговориться, что эти перестройки структурного плана никогда не оказывались полными — более ранние зоны прогибания продолжали его испытывать и в дальнейшем, но в более замедленном темпе и с постепенным затуханием.

Рассматривая в целом факторы развития и эволюции структуры платформ, приходим к заключению, что оно определялось как внутренними, так и внешними факторами. К внутренним факторам относятся разогрев и охлаждение литосферы платформ. Разогрев происходил в эпохи существования суперконтинентов — в раннем рифее, в позднем палеозое — раннем мезозое и в более короткие эпохи активизации, в частности в девоне. Для него были особенно благоприятны периоды замедленного движения литосферных плит, в состав которых входили те или иные платформы Следствием разогрева являлось растяжение, приводившее к образованию рифтов и к магматизму — базальтовому и щелочно-базальтовому. В промежуточные эпохи охлаждения литосферы платформы испытывали нарастающее погружение, над авлакогенами формировались синеклизы, в чехле развивалась отраженная складчатость. Н.С. Шатский полагал, что эта тенденция вообще господствует на платформах и что щиты и антеклизы являются остаточными формами, отстававшими от синеклиз в процессе общего погружения. Некоторые факты — обилие перерывов в осадконакоплении, проявления интрузивного магматизма на щитах и антеклизах — показывают, что это не так или во всяком случае не совсем так и что положительные структуры платформ испытывают активный подъем. Для Воронежской антеклизы — типичной структуры этого типа — это недавно было убедительно показано (Л.Д. Шевырев).

О воздействии внешних факторов уже много говорилось выше. Хороший пример взаимодействия внутренних и внешних факторов приведен американским геологом Дж. Клейном. Мичиганская и Иллинойская синеклизы Северо-Американской платформы возникли над авлакогенами и первоначально развивались по «правилу Шатского», т.е. под влиянием охлаждения литосферы и нагрузки осадков. Однако в позднем палеозое их прогибание усилилось под воздействием тангенциального стресса со стороны Аппалачского орогена, т.е. в действие вступил уже внешний фактор.

Оглавление | ГЛАВА 14. ОБЛАСТИ ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНОГО ОРОГЕНЕЗА

Платформенный магматизм

Несмотря на то что платформенные вулканиты по объему составляют менее 10% общего объема фанерозойских вулканитов, известных в пределах современных континентов, сам по себе и особенно по своему минерагеническому значению платформенный вудканизм и вообще магматизм представляют достаточно важное явление, а платформенные магматиты обладают вполне определенной спецификой.

Наиболее широко распространенной на платформах магматической ассоциацией является трапповая ассоциация. Она состоит из занимающих огромные площади (нередко более 1 млн км²) покровов толеитовых платобазальтов, извержения которых носили в основном линейный характер с отдельными вулканическими центрами вдоль разломов.

Континентальные толеитовые базальты отличаются от срединно-океанских несколько повышенным содержанием щелочей, особенно К₂О, связанным с ассимиляцией континентальной коры. Встречаются также покровы ультраосновных (пикриты) и субщелочных пород. Интрузивная трапповая формация состоит из силлов и даек долеритов, габбро-долеритов и габбро-диабазов, из которых первые достигают мощности 200—300 м. Любопытно, что, по наблюдениям С.А. Куренкова, в Тунгусской синеклизе дайковые комплексы отчасти напоминают офиолитовые комплексы даек, отличаясь менее регулярным строением. Следовательно, здесь шел процесс рассредоточенного растяжения, в известной мере аналогичный рассеянному спредингу задуговых бассейнов (см. гл. 11). По наблюдениям В.С. Старосельцева, в Тунгусской синеклизе дайки одного простирания часто под прямым углом пересекаются дайками другого простирания, что свидетельствует об общем, всестороннем растяжении этой впадины. Мощность прослоенных вулканитами с силлами осадочных толщ может достигать очень больших значений — более 3 км на северо-западе Тунгусской синеклизы. Здесь особенно интересны дифференцированные интрузии норильского типа — расслоенные тела, изменяющие свой состав снизу вверх от троктолитов через оливиновые и безоливиновые габбро до габбро-диоритов. С более основными разностями связаны медно-никелевые руды.

Рис. 13.10. Проявления траппового магматизма на континентальных платформах в фанерозое (1) в сопоставлении с периодичностью эпох знакопеременного геомагнитного поля (2), ускоренного дрифта континентов (3) и воздымания континентальных платформ (4). По А.Я. Кравчинскому (1987), упрощено

Распространение трапповой ассоциации во времени (рис. 13.10) совпадает с периодами начала распада суперконтинентов — во-первых, с рифеем и вендом и, во-вторых, с поздним палеозоем и мезозоем. Во втором периоде трапповая ассоциация обнаруживает наибольшую связь с распадом Гондваны; она проявлена в поздней перми восточных Гималаев и юго-запада Южно-Китайской платформы, в позднем триасе — ранней юре Южной Африки, Антарктиды и Тасмании, в поздней юре — раннем мелу Южной Америки, Южной Африки и Индостана, в верхах мела — низах палеогена западного Индостана, Йемена и Эфиопии. Почти все эти траппы в настоящее время обнаруживаются по разные стороны молодых океанов — Атлантического, Индийского, хотя первоначально их выходы составляли сплошные ареалы. В Северном полушарии крупнейшим является трапповое поле Тунгусской синеклизы и южного Таймыра в основном раннетриасового возраста; кроме того, нижнемеловые траппы довольно широко распространены в Африке, а близкие к траппам вулканиты конца мела — начала палеогена — на крайнем севере Атлантики (Брито-Арктическая провинция). Эти проявления траппового магматизма менее непосредственно связаны с процессом распада Пангеи, но их геодинамический смысл, в принципе, тот же самый. Сибирские траппы связаны с «неудавшейся океанизацией» Западной Сибири, где по палеомагнитным данным вырисовывается недолго просуществовавший «Обский палеоокеан» (С.В. Аплонов). Отдельные, более поздние, проявления траппового магматизма (ранний мел) предвосхищают раскрытие Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана. Примечательно, что, по новейшим радиометрическим данным, накопление траппов происходило исключительно быстро, в течение миллионa, или первых миллионов лет. Это установлено для тунгусских траппов, для древних траппов Декана и Параны.

Трапповой ассоциации уступает по распространенности щелочно-базальтовая. Пространственно и во времени они нередко связаны одна с другой, например в Сибири и Восточной Африке. Источник магмы этой ассоциации лежал на большей глубине в мантии, чем трапповой. Она состоит из эффузивной и интрузивной формаций; первая представлена главным образом трахибазальтами с широкой гаммой дифференциатов — от ультраосновных до кислых, в частности фонолитов. Интрузивная формация выражена кольцевыми плутонами ультраосновных и щелочных пород до нефелиновых сиенитов, щелочных гранитов и карбонатитов включительно. В поперечном сечении они имеют форму вложенных одна в другую воронок, при этом возраст пород омолаживается к центру плутона и в этом же направлении повышается их основность и щелочность. Как показывает пример кольцевых плутонов Египта и Судана, а также некоторых других, их формирование может длиться десятки и даже более 100 млн лет.

Рис. 13.11. Многофазные кольцевые плутоны щелочного состава, внедрившиеся в среднем палеозое в докембрийские кристаллические породы Балтийского щита. Карта Хибинского плутона, по Е.Н. Володину; профиль Ловозерского плутона, по И.В. Буссену и А.С. Сахарову:
А: 1 — вмещающие породы докембрия и палеозоя; 2 — роговики; 3 — гранитоидные хибиниты; 4 — трахитоидные хибиниты; 5 — ийолиты, уртиты, малиньиты, апатиты; 6 — рисчорриты и эгириновые нефелиновые сиениты; 7 — гранитоидные фойяиты; 8 — трахитоидные фойяиты; 9 — четвертичные отложения.
Б: 1 — вмещающие породы архея (кольская серия); 2 — осадочно-вулканогенная лозозерская толща девона; 3 — нефелинсодалитовые сиениты; 4 — луявриты, фойяиты, уртиты; 5 — эвдиалитовые луявриты; 6 — дайки щелочных лампрофиров

Одной из классических областей щелочно-основного и ультраосновного магматизма является Маймеча-Котуйская провинция на восточном фланге Тунгусской синеклизы и западном склоне Анабарской антеклизы. Она связана с Котуйским разломом; в ее составе располагается крупнейший в мире из плутонов такого рода Гулинский плутон площадью 1600 км².

Эффузивная и интрузивная щелочно-базальтовые формации нередко обособлены друг от друга. Эффузивная формация тяготеет в своем распространении к рифтам и палеорифтам — авлакогенам, а в общем занимает повышенные участки залегания платформенного фундамента, в то время как трапповая ассоциация занимает синеклизы, представляющие, вероятно, огромные вулканотектонические депрессии, структуры проседания. Во времени щелочно-базальтовая формация либо предшествует платобазальтовой, либо следует за ней. Очевидно, платобазальты изливаются в кульминационные эпохи магматической активности, когда очаги плавления достигают наименьших глубин, а само плавление приобретает наибольший масштаб.

Кольцевые плутоны щелочно-основного и ультраосновного состава еще больше тяготеют к платформенным поднятиям — щитам, антеклизам. Они распространены, в частности, на Кольском полуострове (Балтийский щит), где известны классические интрузии Хибинских и Ловозерских тундр (рис. 13.11), на Алданcком, Аравийско-Нубийском щитах, в Восточной Африке, на Приатлантическом щите Бразилии.

Щелочно-базальтовая ассоциация материков близка аналогичной ассоциации океанских островов, что свидетельствует о ее глубинном, мантийном происхождении. Вместе с тем магматические очаги континентальной ассоциации должны находиться в литосферной мантии, иначе было бы невозможно многократное внедрение магмы в одни и те же центры на протяжении значительных интервалов времени (см. выше) в условиях горизонтального перемещения платформ в составе литосферных плит.

Знаменитая своей алмазоносностью кимберлитовая интрузивная формация родственна щелочно-базальтовой и встречается в виде трубок и даек вдоль разломов и особенно в узлах их пересечения, но, по данным Б.Р. Шпунта, в межрифтовых пространствах. Основные районы развития кимберлитовой формации — Сибирская платформа, Южная и Западная Африка. Кимберлитовая формация — это самая глубинная магматическая формация континентов, ибо алмазы образуются на глубинах не менее 150—200 км, но и эта цифра не превышает мощности континентальной литосферы. Надо полагать, что глубинные магматические очаги возникали под континентами в древних ослабленных зонах литосферы (древние сутуры и т.п.) под влиянием разогрева еще более глубокой мантии и поступления из нее флюидов и их метасоматического воздействия в эпохи распада суперконтинентов и (или) относительно стабильного положения соответствующие литосферных плит.

ГЛАВА 14
ОБЛАСТИ ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНОГО ОРОГЕНЕЗА

Общая характеристика

Помимо орогенов — складчато-покровных горных сооружений, возникших в пределах основных подвижных поясов Земли, в зонах конвергенции главных литосферных плит, — существует значительное число горных сооружений, образованных в большем или меньшем удалении от этих зон, в пределах внутренних континентальных частей литосферных плит, т.е. во внутриплитной обстановке. Эти горные сооружения образуются без предварительной «геосинклинальной подготовки» в областях, которые перед тем более или менее длительное время развиваются в спокойном платформенном тектоническом режиме на зрелой континентальной коре и соответственно не характеризуются мощным морским осадконакоплением и подводным и островодужным вулканизмом. Их нередко в связи с этим именуют вторичными, или эпиплатформенными, орогенами в отличие от первичных, эпигеосинклинальных (термины предложены С.С. Шульцем в 1962 г), а сам процесс начала их образования после относительного тектонического покоя называют тектонической активизацией (В.В. Белоусов).

Наиболее крупным в мире и типичным поясом внутриконтинентального орогенеза является Центральноазиатский пояс. Он включает горные сооружения Гиндукуша, Тянь-Шаня, Памира, Куньлуня, Наньшаня, Циньлина, Алтая, Саян, Прибайкалья, Забайкалья, Станового хребта. Многие из них не только не уступают по своим размерам и высоте молодым, первичным орогенам Альп, Кавказа и других, но их превосходят — отдельные вершины Тянь-Шаня, Памира, Куньлуня достигают высоты более 7 км. Центральноазиатский пояс непосредственно примыкает с севера к Альпийско-Гималайскому поясу первичных орогенов и начал формироваться одновременно, а частично непосредственно вслед за ним, что указывает на общую причину их образования, равно как и то обстоятельство, что внутренняя структура Центральноазиатского пояса свидетельствует о происхождении в условиях горизонтального сжатия, орентированного в меридиональном направлении (см. ниже).

Рис. 14.1. Формирование орогенов Памирского горного узла под действием Пенджабского выступа Индостанского субконтинента, по П. Тапонье и др., 1981:
1 — континент Евразии; 2 — континентальные единицы гондванского происхождения: Индостанский субконтинент (И), микроконтиненты Фарах-Памир (Ф) и Гельменд-Каракорум (Гл); 3 — океанская литосфера; 4 — мезозойские сутуры; 5—сдвиги (Г — Гератский, Ч — Чаманский); 6 — надвиги (К — Главный Каракорумский); 7 — зоны субдукции; 8 — молассовые депрессии (Т — Таджикская); 9 — складчатость

Рис. 14.2. Пояс торошения малых литосферных плит, микроплит и блоков, зажатых между континентальными плитами Евразии и Индостана: Афганская (1), Таджикская (2), Памирская (3), Ферганская (4), Тянь-Шаньская (5), Таримская (6), Тибетская (7), Джунгарская (8), Алашаньская (9), Ордосская (10), Монгольская (11), Амурская (12), Охотоморская (13), Китайская (14), Индокитайская (15). По Л. П. Зоненшайну, 1985:
а — континентальная литосфера Евразии; б — то же Индостана и Аравии; в — сдвиги; г — надвиги; д — зоны субдукции; е — зоны сжатия и складчатости; ж — сжатие и растяжение на границе плит и микроплит

Такую общую причину большинство современных исследователей усматривают в столкновении (коллизии) Индостанской и Евразийской континентальных плит, начавшемся в позднем эоцене, около 50 млн лет назад. Однако конкретный механизм вызванного этим процессом континентального горообразования остается дискуссионным. Широкую известность получили взгляды американского геофизика П. Молнара и французского геолога П. Тапонье, согласно которым северный, Пенджабский, выступ Индийской плиты играл роль «индентора», вклинившегося в «мягкое подбрюшье» Евразийской плиты (рис. 14.1). Это вызвало образование Памирской дуги против вершины Пенджабского клина, общее смятие в крупные складки, которым отвечают отдельные хребты и межгорные впадины Центральноазиатского пояса и развитие крупных сдвигов по обе стороны Памиро-Пенджабского выступа — в основном правосторонних, северо-западного простирания на востоке, левосторонних, северо-восточных на западе, по которым отдельные блоки испытывали смещение в стороны от «индентора».

По мнению Дж. Дьюи, сокращение ширины Центральноазиатского пояса против Индийского «индентора» произошло не столько за счет выталкивания части материала литосферы к западу и востоку от него, сколько за счет общего коробления и утолщения коры, которые и наблюдаются в Тибете. Но эти механизмы могут действовать совместно.

Несколько иначе этот процесс внутриконтинентального орогенеза рисует Л.П. Зоненшайн. Учитывая неравномерное распределение сейсмичности внутри пояса, он намечает здесь большое число микроплит, которые при общей коллизии Индостана с Евразией испытывали относительные смещения — сдвиги, надвиги, поддвиги. Подобные микроплиты (Иберийская, Апулийская, Эгейская, Анатолийская) были ранее выделены в западной части Альпийско-Гималайского пояса, между Кавказом и Атлантикой. В совокупности с микроплитами, выделенными Л.П. Зоненшайном в Центральноазиатском поясе и на восточной окраине Азиатского материка, устанавливается более двух десятков микроплит, занимающих пространство между главными литосферными плитами: Евразийской, Африканской, Аравийской, Индийской и Тихоокеанской и составляющих своеобразный пояс межплитного торошения, связанного с конвергенцией этих плит, движущихся навстречу друг другу с разных направлений (рис, 14.2). Этот пояс торошения совпадает с поясом диффузной (рассеянной) сейсмичности, столь характерной для всей этой обширной области, поперечник которой между оз. Байкал и восточным окончанием Гималаев достигает 5 тыс. км.

Дополнительное освещение процесс внутриконтинентального орогенеза получил с позиций двухъярусной тектоники плит, учитывающей реологическую расслоенность литосферы. По мнению Л.И. Лобковского, автора этой концепции, при столкновении Индийской плиты с Евразийской литосферная мантия первой испытала субдукцию, поддвиг под вторую, в то время как более пластичная нижняя кора — нагнетание к северу под влиянием напора коры Индийской плиты. Это нагнетание и вызвало коробление верхней, более жесткой коры Центральноазиатского пояса с образованием системы горных сооружений и разделяющих их межгорных прогибов (рис. 14.3). Этот процесс сопровождался выделением тепла, что и может служить причиной повышенного теплового потока и образования астелинз в недрах горных сооружений, что дополнительно способствовало их воздыманию. Последнее дает основание некоторым исследователям усматривать главную причину поднятия этих сооружений в «мантийном диапиризме», отрицая роль регионального сжатия. Между тем о проявлении последнего наглядно свидетельствуют надвиги и даже шарьяжи (Памир), системы сопряженных левых и правых сдвигов диагонального к ним направления, а также результаты определения фокальных механизмов землетрясений, в частности в Тянь-Шане.

Рис. 14.3. Схема континентальной коллизии и горообразования. А — традиционная трактовка; Б — трактовка согласно двухъярусной тектонике плит, по Л.И. Лобковскому, 1990.
1 — мантийная часть литосферы; 2 — астеносфера; 3, 4 — континентальная кора без расчленения в пределах Евразии (3) и Индостана (4); 5 — верхний, высокопрочный слой континентальной коры; 6 — нижний, пластичный слой континентальной коры; 7 — океанская кора; 8 — разломы; 9 — направление движения литосферной плиты; 10 — скорости в низах континентальной коры

Изложенные выше концепции внутриконтинентального орогенеза, по существу, не противоречат, а дополняют друг друга. Центральноазиатский пояс возник на гетерогенном субстрате, представляющем фактически коллаж фанерозойских складчатых зон разного возраста с разделяющими их континентальными глыбами. Вполне естественно, что при приложенном извне тангенциальном сжатии этот коллаж должен был снова разделиться на отдельные блоки — микроплиты, испытывавшие взаимные перемещения. Но эти микроплиты, в соответствии с представлениями Л.И. Лобковского, должны рассматриваться не как литосферные, а как коровые, даже верхнекоровые, так как верхняя кора оказалась в этом процессе оторванной от литосфернои мантии и смещенной относительно нее по нижней коре повышенной пластичности. Естественно также, что деформации в этом поясе концентрировались в зонах палеозойских складчатых систем, в то время как более древние континентальные глыбы оставались относительно пассивными. Это особенно наглядно проявилось в отношении Таримского микроконтинента, не испытавшего новейших деформаций, а вместо поднятия претерпевшего погружение.

Рассматривая пояс новейшего орогенеза центральной Евразии и северо-западной Африки в целом, т.е. включая и эпигеосинклинальные и эпиплатформенные сооружения, можно заметить, что Памирская дуга не единственная на его протяжении; другими дугами, выпуклыми к северу, являются Альпийско-Карпатская и Малокавказская. Все эти дуги связаны с воздействием на южное фанерозойское складчатое обрамление Евразии выступов и (или) отторженцев Гондваны, соответственно Пенджабского, Аравийского и Адриатического (Апулийского). В промежутке складчатые системы испытывают отклонение в обратном, южном, направлении и ветвление — виргацию. Такими виргациями являются Эгейская, Южно-Каспийская, Таджикская. В центральных частях этих виргаций складки приобретают простирание, близкое к поперечному по отношению к генеральному простиранию пояса, т.е. близкое к меридиональному вместо близширотного. Как попоказал М.Л. Копп, это может быть объяснено течением масс в направлении от вершин «инденторов», где они испытывают наибольшее сжатие и выжимание, к депрессиям между ними. Вообше при столкновении выступов и обломков Гондваны с южным краем Евразии фронт этого столкновения неизбежно оказался неровным, как бы зубчатым, что и должно было привести к течению нижней коры и увлечению верхней коры этим течением от мест наибольшего давления против выступов к местам наименьшего давления в промежутке между ними. Картина такого течения в альпийском поясе Европы недавно нарисована М.Л. Баженовым и В.С. Буртманом (рис. 14.4).

Рис. 14.4. Структурные дуги и тектонические течения Альпийского складчатого пояса (от Карпат до Памира), по М.Л. Баженову и В.С. Буртману (1990).
Структурные дуги: Карпатская (1), Критская (2), Кипрская (3), Восточно-Гаврская (4), Трабзонская (5), Малокавказская (6), Южно-Каспийская (7), Эльбурсская (8), Западно Копетдагская (9), Хорасанская (10), Лутская (11), Дарваз-Копетдагская (12), Таджикская (13), Памирская (14), Гиндукуш-Каракорумская (15). Литосферные плиты: Адриатическая (Ад), Аравийская (Ар), Евразийская (Ев), Индийская (Ин).
а — простирание складок; б — надвиги, фронт шарьяжей; в — сдвиги; г — движение литосферных плит относительно Евразии в новейшее время; д — главные тектонические течения в новейшее время

Совершенно очевидно, что речь идет о более общей закономерности, характерной не только для рассмотренного пояса и не только для новейшего этапа развития земной коры. Так, многие особенности строения герцинского пояса Западной и Центральной Европы и Аппалачей Северной Америки находят аналогичное объяснение.

Возвращаясь к собственно Центральноазиатскому поясу, отметим, что его внутреннее строение характеризуется в самом общем плане чередованием горных сооружений и межгорных впадин, к числу которых относятся Ферганская, Иссык-Кульская, Джунгарская и др. Местами пояс отделен на севере от не затронутой активизацией платформенной области прогибами типа краевых. Такие прогибы существуют перед Южным Тянь-Шанем — Каршинский, Северным Тянь-Шанем — Чуйский, перед Куньлунем — Яркендский и др.

Горные сооружения, сложенные комплексом сложнодислоцированных и частично метаморфизованных, пронизанных гранитами палеозойских и докембрийских образований, как правило, надвинуты на межгорные впадины и предгорные прогибы, выполненные мощными молассами. Эти молассы отличаются от моласс эпигеосинклинальных орогенов редуцированностью морских элементов и резким преобладанием континентальных, особенно в Центральноазиатском поясе. Как и в эпигеосинклинальных орогенах, наблюдается погрубение моласс вверх по разрезу с появлением отложений ледникового происхождения и в аридном климате со сменой красной окраски серой. Мощность моласс достигает многих, иногда более десятка километров. Они обычно подстилаются образованиями платформенного чехла, вполне сходными с таковыми смежной неактивизированной части платформы. В Центральноазиатском поясе возраст этих платформенных образований мезозой — ранний палеоген; активизация и накопление моласс здесь начались в олигоцене.

Элементы внутренней структуры горных поднятий пояса по своему простиранию согласуются с простиранием слоев складчатого основания, но сам стиль этой структуры сильно варьирует в зависимости от таких факторов, как степень удаленности от источника тангенциальных напряжений, в случае Центральноазиатского пояса — от Пенджабского выступа Индийской плиты. В непосредственной близости от последнего, на Памире, где первичный, эпигеосинклинальный орогенез прошел в конце юры — начале мела, вторичный орогенез сопровождался интенсивными деформациями, вплоть до образования надвигов, шарьяжей и кливажа. Севернее, в Южном Тянь-Шане, в его западной части, прилегающей к Памиру, имело место образование асимметричных складок, осложненных крутыми надвигами преимущественно северной вергентности, противоположной южной вергентности герцинской структуры. В восточной части Тянь-Шаня, защищенной от непосредственного влияния Пенджабского «индентора» жестким Таримским массивом, подобные дислокации сосредоточены в относительно узких полосах, разделенных зонами общего сводового воздымания. Еще восточнее, с удалением от Пенджабского выступа, стиль новейших деформаций становится сводово-глыбовым или даже глыбовым, что до недавнего времени считалось вообще типичным для всех эпиплатформенных орогенов, но не подтвердилось на Памире и Тянь-Шане. Эти сводово-глыбовые и глыбовые дислокации обычно устанавливаются по деформации поверхностей выравнивания и (или) останцов платформенного чехла; со среднечетвертичного времени они стали господствующими и на Памире и всем Тянь-Шане, причем существенную роль стали играть и поперечные сбросы и сдвиги.

Центральноазиатский пояс — наиболее крупный и яркий, но не единственный пример вторичных орогенов, непосредственно прилегающих к первичным, т.е. перигеосинклинальных, по В.Е. Хаину. Подобные орогены сопровождают с востока, со стороны древних континентальных платформ, как Северо-Американские, так и Южно-Американские Кордильеры. Здесь особенно показательна область Восточных Скалистых гор и плато Колорадо в Северной Америке. До мела эта область составляла западную окраину древнего Северо-Американского кратона; она обладает тем же раннедокембрийским кристаллическим фундаментом и рифейско-палеозойско-мезозойским (до юры включительно) чехлом. Фундамент этот выступает в настоящее время в горных поднятиях, а чехол сохранился во впадинах между ними, перекрываясь молассой. В начале мела, когда поднятия охватили прилегающий с запада пояс Центральных Кордильер, область Восточных Скалистых гор испытала погружение с накоплением мощной толщи терригенных осадков молассового типа, а в конце мела — начале палеогена она подверглась деформациям с образованием мощных горных поднятий, высотой до 4 км в современном рельефе и разделяющих их межгорных впадин, в которых накопление моласс продолжалось теперь уже в озерных условиях до эоцена включительно, когда произошли заключительные деформации.

Поднятия, в эродированных сводах которых ныне выступает докембрийский кристаллический фундамент, надвинуты на смежные впадины. Первоначально эти надвиги рассматривались как «козырьковые», выкручивающиеся и переходящие в вертикальные с глубиной, что позволяло отрицать роль тангенциального сжатия. Однако сейсмическое профилирование показало, что никакого выкручивания надвигов с глубиной не происходит, и тем самым подтвердило образование структуры области в обстановке сжатия. Особого типа ее элемент представлен блоком плато Колорадо, который приподнялся на 2 км как одно целое. Область тем самым стала интегральной частью Кордильер, а на ее границе с визированной платформой возникли предгорные прогибы Вайоминг, Рэйтон. Во многом аналогичный характер носят на периферии Северо-Американских Кордильер хр. Брукса Северной Аляски с предгорным Колвиллским прогибом и горы Маккензи и Франклина в северо-западной Канаде.

В Андах Южной Америки подобного типа сооружения представлены Восточной Кордильерой Центральных Анд, не испытавшей погружений после герцинского орогенеза, но вовлеченной в поднятие Анд и в деформации в конце неогена с надвиганием на Субандский прогиб, а также расположенным южнее глыбовым сооружением Сьерры-Пампы, являющимся по своему внутреннему строению в основном продуктом байкальского тектогенеза.

К этой же категории относятся некоторые поднятия на северной периферии Альпийско-Гималайского пояса в Европе и Передней Азии, такие, как Горный Крым, Большой Балхан, Бенд-и-Туркестан и Парапамиз, испытавшие позднекиммерийский тектогенез, но затем, в мелу и раннем палеогене, перекрытые платформенным чехлом, а также Передовой хребет Большого Кавказа, являющийся герцинским сооружением, повторно вовлеченным в новейший орогенез. Особый случай представляют складчатые поднятия, расположенные с внешней стороны передовых прогибов Альп — Юрские горы и Полярного Урала — гряды Чернышева, Чернова, Сорокина.

Совершенно очевидно, что все эти структурные и геоморфологические поднятия представляют продукт коллизии литосферных плит, несколько более удаленный от шва столкновения, чем первичные, эпигеосииклинальные орогены. Однако существуют и еще более удаленные, на расстояние в сотни километров, складчатые поднятия, отделенные от основных складчатых поясов пространствами субгоризонтального залегания платформенного чехла. О том, что и их образование связано с коллизией, свидетельствует параллельность их простирания основным складчатым поясам и совпадение времени их образования с главной эпохой деформаций последних. Как правило, эти поднятия возникают на месте ранее существовавших рифтов — авлакогенов — и являются, таким образом, результатом их инверсии. Причиной последней служит тангенциальный стресс, исходящий от орогенного пояса, т.е. от зоны коллизии, что подтверждается наблюдениями над современным напряженным состоянием коры, указывающими на повсеместно распространенное внутриплитное сжатие, ориентированное в направлении либо от срединно-океанских хребтов, либо от таких орогенов, как Альпы или Кордильеры.

Примером поднятий и зон складчатых дислокаций такого типа могут служить валы Западной и Центральной Европы — Уилд-Булонне, Поморский и другие, Горный Мангышлак в Закаспии, Пальмириды в Сирии, Высокий, Средний, Сахарский Атлас в Марокко и Алжире, Кельтиберийские цепи в Испании. Эти сооружения могут быть названы телеколлизионными.

Существуют, однако, зоны внутриплитных дислокаций и поднятий, которые не могут быть связаны ни с какими зонами коллизии, синхронной времени их образования. Таков Уральский кряж, простирающийся перпендикулярно Альпийско-Гималайскому и Центральноазиатскому поясам и отделенный от них значительным недислоцированным пространством. Логичнее всего объяснить возрождение горного рельефа Урала и некоторую деформацию слагающих его отложений (до эоценовых включительно) воздействием того же внутриплитного стресса на герцинскую ослабленную, сутурную зону. Знаменательно, однако, что новейшее поднятие Урала, не распространившееся на всю позднепалеозойскую складчатую систему, совпало во времени с образованием Центральноазиатского и Альпийско-Гималайского поясов.

С совершенно особыми типами внутриплитных поднятий мы сталкиваемся на периферии континентальных рифтов и океанских впадин. В первом случае эти поднятия являются побочным продуктом рифтогенеза — мантийный диапир, подстилающий рифтовую систему, оказывается шире самой рифтовой впадины и вызывает воздымание ее плечей. Во втором случае вначале, когда раскрытие океана только начинается, имеет место аналогичный процесс. Но он не может объяснить образование периокеанских поднятий типа Западных и Восточных Гат Индостана, Сьерры-ду-Мар Бразилии и ряда аналогичных, поскольку они возникли или возродились намного позже, чем начался спрединг на соответствующем участке океана. Такое объяснение попытались предложить Л.И. Лобковский и В.Е. Хаин исходя из концепции двухъярусной тектоники плит, связав образование этих поднятий с оттоком пластичного нижнекорового материала и встречным нагнетанием со стороны океана аномальной мантии вследствие растекания ее выступа под осью спрединга.

Еще труднее истолковать происхождение внутриплитных поднятий, находящихся в глубине континентов и имеющих более или менее изометричные очертания, например плато Путорана в Сибири, плато Карру в Южной Африке, горы Макдоннелл и Масгрейв в центре Австралии, массивы Ахаггар и Тибести в Сахаре и т.п. Только в последнем случае (Сахара) в пределах таких поднятий наблюдаются проявления молодой магматической активности. Но и в остальных случаях можно связать образование этих поднятий с подъемом магмы в «горячих точках». Вместе с тем обращает на себя внимание то обстоятельство, что и эти поднятия, подобно Уралу, «сидят» на древних сутурах. Плато Путорана, Карру, Декана образовались на месте трапповых синеклиз, т.е. являются продуктом их инверсии. Последняя может быть связана с утолщением коры в результате накопления остывшей базальтовой магмы, не смогшей вылиться на поверхность, в основании коры и тем самым увеличившим се мощность и вызвавшим подъем поверхности. Этот процесс в англоязычной литературе получил название «underplating», т.е. «подстилание».

Из сделанного обзора можно прийти к выводу, что в природе существует довольно большое разнообразие морфологических и генетических типов внутриплитных складчатых и нескладчатых поднятий, многие из которых представляют собой настоящие орогены, сравнимые по масштабу с новообразованными, первичными или эпигеосинклинальными. Наиболее крупные из них подобно последним непосредственно связаны с эффектом коллизии литосферных плит, другие представляют собой отдаленное следствие той же коллизии, третьи требуют особого объяснения, в частности в рамках представления о «горячих точках». В сумме эти внутриконтинентальные орогены занимают на современной поверхности Земли площадь, не меньшую, чем молодые, первичные орогены, что подчеркивает их значение.

⇐ Предыдущая31323334353637383940Следующая ⇒

Поделиться: