Внутриконтинентальный орогенез — распределение во времени

Когда в 40—50-е годы был первоначально установлен этот тип орогенеза, он казался свойственным лишь новейшему, олигоцен-четвертичному, этапу развития земной коры. Однако в дальнейшем оказалось, что такое представление неправильно и что проявления вторичного орогенеза неоднократно наблюдались и в геологическом прошлом. Свидетельством этого являются молассы, залегающие непосредственно на значительно более древнем складчатом основании или перекрывающем его чехле платформенного типа, а также «анорогенные» гранитоиды и проявления регионального метаморфизма и связанного с ним радиометрического «омоложения» пород.

Весьма показательными в этом смысле регионами являются Прибайкалье и Западное Забайкалье. Здесь на протяжении позднего протерозоя, палеозоя и мезозоя наблюдалось последовательное смещение зон геосинклинального осадконакопления, принадлежащих северной части Центральноазиатского подвижного пояса, на юг от Сибирского кратона и соответственное смещение зон первичного орогенеза. Вместе с тем в каждую очередную орогеническую эпоху — салаирскую, каледонскую, герцинскую, киммерийскую — проявления орогенеза не ограничивались зонами предшествующего геосинклинального осадконакопления, а распространялись на более северные районы, вплоть до южного края Сибирского кратона. Именно этим объясняется исключительное обилие разновозрастных гранитоидов в данном регионе. Здесь, по-существу, надо говорить не о повторном, вторичном, а о неоднократно повторявшемся рекуррентном орогенезе.

Подобным образом в Тянь-Шане по появлению крупнообломочных осадков отмечается частичный возврат орогенных условий в средней юре и раннем мелу, предвосхищающий значительно более ярко проявленный новейший орогенез в олигоцене — квартере. В целом феномен вторичного, внутриконтинентального, орогенеза проявляется с начала палеозоя и особенно с девона, достигнув наибольшего распространения в олигоцене — квартере.

На фоне общего тангенциального сжатия, испытывавшегося поясами этого орогенеза, в некоторых регионах могли происходить и обратные явления — растяжение и рифтогенез. Примером в современную эпоху могут служить Байкальская и отчасти Восточно-Африканская рифтовые системы, а для поздней юры — раннего мела полирифтовая система Западного Забайкалья.

ЧАСТЬ IV
ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ФОРМИРОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

ГЛАВА 15
КОРОВЫЕ СКЛАДЧАТО-РАЗРЫВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ: ИХ ПРОИСХОЖДЕНИЕ И РАЗВИТИЕ

Складчатые и разрывные структуры развиты повсеместно в земной коре, отражая процессы деформаций, происходящие как при изменениях свойств самих горных пород, так и под влиянием внешних воздействий. Складчатостью охвачена практически вся толща земной коры и лишь в верхней части платформенного чехла она на значительном пространстве может отсутствовать.

Основные процессы складкообразования связаны с напряжениями, вызываемыми эндогенными причинами; так формируется эндогенная складчатость. Изгибы в слоистых толщах самой верхней части коры, имеющие сходство с эндогенной складчатостью, образуются иногда и под воздействием экзогенных процессов; это экзогенная складчатость.

Разрывные структуры в горных породах распространены значительно шире складчатых. Трещинами (разрывами без смещения, диаклазами) поражены почти все горные породы, за исключением слабо уплотненных и сыпучих. Разрывы со смещениями (параклазы) развиты более избирательно и сконцентрированы главным образом там, где присутствует интенсивная складчатость.

Соотношение складчатых и разрывных нарушений обычно трактовалось таким образом, что складки считались первичным явлением, а разрывы — их вторичным осложнением. Предполагалось, что слои горных пород под влиянием деформирующих усилий сначала сминаются в складки, а затем, когда превзойден предел упругости или пластичности, начинается их хрупкое разрушение и возникают разрывы. Как выяснилось позднее, это справедливо лишь для некоторых относительно простых типов складчатости, а в зонах наиболее напряженных дислокаций наоборот — разрывы, надвиги являются первичными, а складки — вторичными. В свою очередь, они могут затем осложняться разрывами (см. ниже).

Общие сведения о морфологических типах складок и разрывов излагаются в руководствах по структурной геологии, ниже основное внимание уделено кинематическим, динамическим и геологическим условиям их образования.

15.1. Кинематические и динамические условия образования складок

Горные породы в земной коре находятся под нагрузкой вышележащих образований, создающей в них соответствующий уровень напряжений. Пластические деформации, приводящие к складчатости в горных породах, возможны только при избыточном давлении по одному из направлений (стресс). Форма и размеры возникающих складок зависят от многих условий. Основное значение имеют физические (реологические) свойства пород, кинематическая и динамическая обстановка, характер возникающих в породе напряжений и влияние внешней среды. В процессе деформации происходит непрерывное перемещение материала, нередко его перекристаллизация, а также привнос нового вещества, что приводит к изменению реакции пород даже на одинаковый по величине и направлению стресс.

При прочих равных условиях интенсивность складчатости зависит от физических свойств пород, главным образом от их вязкости. Чем ниже вязкость, тем сложнее и мельче складки и, наоборот, в породах с высокой вязкостью развивается крупная и простая по строению складчатость. В мощных покровах лав и полнокристаллических породах складки встречаются относительно редко. Наиболее благоприятна для образования складок обстановка сжатия, так как сжатие уменьшает объем тела и увеличивает его пластичность.

Влияние всестороннего давления на развитие складчатости двоякое: с одной стороны, оно повышает сопротивление тела пластической деформации, а с другой — тот же фактор сильно понижает пределы упругости и прочности. В связи с этим породы, являющиеся хрупкими при нормальных условиях, например известняки, мраморы, могут стать пластичными на глубине при высоком всестороннем давлении.

Большое значение имеет температура окружающей среды. Повышение температуры ведет к повышению пластичности, и даже такие хрупкие при обычной температуре тела, как дайки, плутоны интрузивных пород или кварцевые жилы, при температуре в сотни градусов становятся способными изгибаться в мелкие складки Способность сминаться в достаточно мелкие и сложные складки наблюдается и в не вполне остывших массивах интрузивных пород и тем более в породах, подвергающихся воздействию регионального метаморфизма.

Скорость деформации — также один из основных факторо влияющих на пластические свойства горных пород. Повышение скорости деформации приводит к увеличению сопротивления пород и понижению их пластичности. Наоборот, относительно более медленная деформация повышает пластичность тела. Поэтому породы, ведущие себя при быстром воздействии как хрупкие тела,например каменная соль, при медленном действии даже малых напряжений медленно, но значительно деформируются.

Соприкосновение пород с растворами того же состава повышает их способность пластично деформироваться, но присутствие в порах жидкостей другого состава, например воды, создает впутрипоровое давление, снимающее внешнюю нагрузку, что понижает пластичные свойства пород и увеличивает их хрупкость.

Кроме перечисленных выше свойств горных пород большое влияние на образование складок оказывает ползучесть материалов, выражающаяся в способности всех без исключения горных пород пластично деформироваться при напряжениях ниже предела упругости, но при обязательном длительном действии напряжений. Благодаря ползучести деформация в теле при сохранении одинакового значения нагрузки непрерывно возрастает, причем нарастающая часть деформации будет остаточной. Ползучесть развивается при любых напряжениях и именно с ней связано образование многих складок в горных породах.

Среди всего многообразия складок с позиций механики, выделяются только три типа: складки продольного изгиба, складки поперечного изгиба и складки течения. Впрочем, между двумя последними типами иногда выделяют промежуточный тип — складки скалывания.

Складки продольного изгиба вызываются силами, действующими вдоль слоистости (рис. 15.1,а). При изгибе в слое происходит перераспределение вещества таким образом, что оно перемещается от изгибов с относительно малым радиусом кривизны к изгибам с большим радиусом кривизны. Во всем объеме толщи, подвергшейся продольному изгибу, общее перемещение пород происходит в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих усилий, — в участки с относительно малым давлением, что приводит к интенсивному росту складок вдоль осевых поверхностей Благодаря этому при образовании складок продольного изгиба происходит общее сокращение площади, занимавшейся слоистой толщей до складкообразования.

Складки продольного изгиба, возникающие при сдвиге, под воздействием противоположно направленных сил имеют все характерные черты этого рода структур, но их осевые поверхности обладают заметным наклоном в сторону действия активных сил (рис. 15.1,б).

Pиc. 15.1. Кинематические типы складок: а, б — продольного изгиба; в, г — поперечного изгиба; д — течения. По А.Е. Михайлову (1973):
1 — направление действующих сил; 2 — направление перемещения пород; 3 — участки растяжения; 4 — участки сжатия

Складки поперечного изгиба испытывают не сжатие, а неодинаковое по интенсивности растяжение (рис. 15.1, в,г). Ось максимального сжатия пород расположена перпендикулярно к слоистости, а ось удлинения направлена вдоль слоев.

Складки течения в условиях сравнительно низких температур и давлений развиваются только в породах с низкой вязкостью: солях, гипсах, углях, глинах. При высоких температурах (сотни градусов) вязкость пород резко снижается и способность образо вывать складки течения приобретают даже такие породы, как мраморы, кварциты, аплиты, гнейсы, амфиболиты и т.п. При этом происходят перекристаллизация вещества и появление новых минералов. При однородности физических свойств пород течение происходит рассредоточение; в разнородных толщах оно сосредоточивается в слоях с наименьшей вязкостью. Заметить поверхности скольжения, свойственные пластической деформации, почти никогда не удается из-за происходящей одновременно перекристаллизации пород.

Складки течения обладают наименее правильными формами, с многочисленными раздувами, утолщениями и пережимами слоев. Их осевые поверхности могут быть ориентированы различным образом относительно первоначального положения слоев, но преимущественно в направлении течения (рис. 15.1, д).

В каждом из описанных выше типов складок присутствуют деформации, свойственные и другим видам складок. Нередко образование двух или даже трех типов складок может происходить одновременно. Например, в пластичном ядре диапировой складки могут возникнуть складки продольного изгиба и складки течения, а вмещающие породы в это время будут испытывать поперечный изгиб, выгибаясь вверх. Тем не менее каждому из видов складок присущ определенный характер перемещения вещества, что вместе с отмеченными выше морфологическими особенностями позволяет легко различать отдельные разновидности складок в природных условиях.

5.2. Геологические условия образования складок

Условия образования складчатости в земной коре весьма различны. Наиболее широко распространены складки, связанные с эндогенными движениями земной коры. Значительно реже и главным образом в самой верхней части земной коры возникают складки, обусловленные экзогенными процессами.

Эндогенная складчатость

Уже давно установлено, что образование складок, развитых в осадочных толщах верхней, приповерхностной, части земной коры, не сопровождается существенными изменениями первоначального состава пород. Эти складки Э. Арган назвал покровными складками или складками чехла.

Другую группу составляют складки, развитые в метаморфических толщах, в той или иной степени, а иногда и полностью перекристаллизованных и состоящих из кристаллических сланцев, амфиболитов, гнейсов и других подобных пород. Так как пространстиенное расположение вновь образованных минералов почти всегда согласно с элементами строения складок, можно предполагать, что перекристаллизация пород и складкообразование происходили одновременно в условиях высоких давлений и температур, соответствующих в земной коре глубине в несколько километров. Складчатость, возникающая в таких условиях, получила название глубинной.

Покровная складчатость. Самым широким распространением среди покровной складчатости пользуются складки регионального сжатия (компрессионные), возникающие в результате продольного изгиба слоистых толщ под воздействием горизонтально ориентированного стресса. Этот тип складок считался ярким показателем геосинклинального режима развития земной коры. Следует наметить, однако, что складчатость данного типа местами распространяется и на прилегающие части платформ (горы Атласа в Северо-Западной Африке, Юрские горы в Западной Европе, гряда Чернышева в Тимано-Печорской области и др.).

Складки регионального сжатия характеризуются четко выраженной линейностью, выдержанной ориентировкой осей, а также наклона осевых поверхностей складок — вергентностью. Примером могут служить складчатые комплексы Урала, Тянь-Шаня, Кавказа, Верхоянья (рис. 15.2). Это главный тип складчатости, называемый еще альпинотипным. Равное по площади и по форме распространение антиклиналей и синклиналей, согласная ориентировка осей складок и выдержанная вергентность указывают на региональное воздействие сжимающих сил в направлении, перпендикулярном к осям складок, и неизбежное при этом сокращение площади, занимавшейся осадочными породами до складкообразования.

Pиc. 15.2. Альпинотипная складчатость с южной вергентностью во флишевых отложениях Большого Кавказа, профиль по р. Алазань. По В.Н. Шолпо и др. (1993)

В отношении образования складчатости регионального сжатия за последние 150 лет был выдвинут целый ряд механизмов. Их можно свести в две основные группы.

Представители первой группы связывали генезис региональной складчатости с вертикальными движениями, развивающимися внутри геосинклинали. Самые ранние высказывания такого род относятся еще к 20-м годам XIX в. (Б. Штудер). Складчатость, по этим представлениям, образуется в результате внедрения магмагических масс с соответствующими раздвигом и смятием слоев в складки. В недавнее время близкие представления на более современной основе развивались В.В. Белоусовым и его сотрудниками. Основная идея этой концепции, получившая название «глубинного диапиризма», заключается в том, что в процессе регионального метаморфизма и гранитизации геосинклинальные отложения в осевых частях прогибов увеличиваются в объеме, уменьшают свою плотность и в связи с ограниченным на глубине пространством сжимаются в складки и поднимаются вверх в направлении наименьшего сопротивления, раздвигая и сминая породы периферических частей геосинклинали.

Эта концепция наталкивается на следующие основные возражения. Во-первых, микроструктурный анализ указывает на горизонтальную, а не вертикальную ориентировку усилий при образовании линейной складчатости. Во-вторых, не всегда складчатые сооружения имеют метаморфические ядра, в которых метаморфизм достигает амфиболитовой фации, обеспечивающей разуплотнение пород. И в-третьих, размеры этих ядер не соответствуют размеру сокращения поперечника складчатой зоны на периферии ядра, оказываясь заметно меньшими. В связи со вторым возражением было выдвинуто дополнительное предположение о том, что процесс разуплотнения может иметь место уже при катагенезе глинистых толщ в связи с превращением монтмориллонита в гидрослюду. Оказалось, однако, что на Большом Кавказе, на материале которого это было установлено, глинистые породы нижней — средней юры, образующие ядро складчатого сооружения, имели не монтмориллонитовый, а иллитовый состав.

Таким образом, концепция глубинного диапиризма не дает удовлетворительного объяснения происхождению альпинотипной складчатости.

Дрyгой мexaнизм, в котором приоритет также отдается вертикальным движениям, это механизм гравитационной складчатости, предложенный еще в конце XIX в. швейцарскими исследователями Альп (Г. Шардт, М. Люжон). Он вступает в действие в результате образования и роста горного сооружения, когда под влиянием силы тяжести слои начинают сползать с его свода вниз по склонам, сминаясь в складки; срыв происходит по пластичным горизонтам разреза. Этот механизм имеет, несомненно, реальное значение, и им объясняется образование, в частности, флишевых покровов во Французских Альпах (флиш особенно податлив к сползанию благодаря тонкому переслаиванию глинистых и песчаных прослоев).

Однако в качестве главного универсального механизма образования складчато-покровных систем гравитационный механизм не подходит по ряду причин. Во-первых, хотя для гравитационного сползания достаточно уклона всего в первые градусы, такой уклон образуется лишь на позднеорогенной стадии развития подвижных систем, в то время как наиболее интенсивная складчатость их внутренних зон возникает уже на раннеорогенной стадии. Во-вторых, многие горные сооружения, например Карпаты, Кавказ, Урал, Гималаи, построены в основном моновергентно, т.е., складки и надвиги на обоих склонах сооружения наклонены в одну и ту же сторону, следовательно, на одном из склонов вверх, а не вниз по склону. В Карпатах лишь в самой нижней части южного склона надвиги направлены вниз по склону, но расположение слоев показывает, что это вторичное явление. Такое явлечие наблюдается на позднеорогенной стадии становления и других горных сооружений; в Альпах оно получило название ретрошарьяжа, т.е. обратного шарьяжа. В-третьих, если слои сползли под влиянием силы тяжести со свода, на самом своде они должны вторично отсутствовать, т.е. должна образоваться зона тектонической денудации, причем равновеликая зоне гравитационной складчатости в распрямленном виде. В действительности такие юны обычно не обнаруживаются. Так, на Большом Кавказе, в его восточной осевой части, отложения нижней и средней юры не только не отсутствуют, но смяты в узкие и крутые складки. В Карпатах можно было бы предполагать существование зоны тектонической денудации — возможной родины флишевых покровов - в их внутренней зоне, но здесь возрастные аналоги флиша присутствуют и представлены более мелководными фациями.

Все эти причины заставляют признать гравитационный механизм складчато-надвиговых деформаций хотя и реальным, но явно второстепенным по отношению к главному фактору, вызывающему эти деформации.

Представители второй группы концепций происхождения региональной складчатости сжатия, в наиболее раннем толковании, связывали ее с общим сжатием, контракцией нашей Земли. Первоначально, до появления учения о геосинклиналях, они затруднялись объяснить неравномерность проявления складчатости на поверхности Земли. Позднее эта трудность казалась преодоленной — сжатию в процессе сокращения площади земной коры должны были в первую очередь подвергаться не утратившие свою пластичность мощные толщи геосинклинальных отложений, как бы раздавливаемые при этом сближающимися более жесткими платформенными глыбами. Однако этому представлению противоречит, как впервые указал австрийский геолог О. Ампферер (1906). более раннее образование складок во внутренних зонах складчатых систем по сравнению с внешними, находящимися ближе или даже в контакте с платформенной рамой, откуда исходит давление.

В связи с этим О. Ампферер, а затем Г. Штилле, Э. Краус и другие выдвинули представление о поддвиге платформ под геосинклинальное выполнение, о «всасывании» последнего в глубину под влиянием нисходящих конвективных течений в мантии. Эта точка зрения нашла некоторое подтверждение в опытах американского геофизика Д. Григгса. Ее дальнейшим развитием являются представления о механизме складчато-надвиговых деформаций, принимаемые в современной тектонике плит.

Согласно этим представлениям, основными зонами таких деформаций являются зоны конвергенции литосферных плит, т.е. их субдукции или коллизии, где господствуют условия сжатия. При этом обстановка протекания деформаций сжатия несколько различна, с одной стороны, в зонах субдукции океанских плит под островодужные или континентальные плиты, с другой — в зонах поддвига континентальных плит (платформ) под складчатые сооружения.

Рис. 15.3. Механизм формирования складчато-надвиговой структуры при срыве осадочных толщ с субдуцирующей океанской коры и образовании аккреционного клина. По Д. Сили и др., 1974

В зонах субдукции осадки, поступающие в глубоководный желоб, если они не проскальзывают далее в глубину, то подвергают ся смятию и наращивают снизу висячее крыло, т.е. континентальный или островодужный склон, формируя аккреционный клин. И основании этого клина образуется базальная поверхность срыва, а над ней слои сминаются в складки с осевыми поверхностями, полого наклоненными параллельно этой поверхности (рис. 15.3). Затем эта поверхность срыва перемещается вверх, под ней начинают снова накапливаться осадки, соскребаемые с пододвигающейся плиты, пока опять не образуется базальная поверхность срыва. Так последовательно формируются складчатые пакеты, ограниченные поверхностями надвигов; причем, как показало глубоководное бурение, возраст деформированных отложений и самих деформаций омолаживается вниз по склону, т.е. соблюдается та самая закономерность, которая наблюдается в более древних складчатых системах, — омоложение деформаций к периферии. Изоклинально-чешуйчатые флишевые толщи южного склона Большого Кавказа, северного склона Карпат, Иньяли-Дебинской зоны Верхояно-Колымской системы, Восточного Сихотэ-Алиня — хорошие примеры таких древних аккреционных клиньев в висячих крыльях ВЗБ. На западном окончании Большого Кавказа и в современную эпоху можно наблюдать, по данным сейсмопрофилирования на дне Черного моря, продолжающийся поддвиг осадков под сооружение Большого Кавказа и, следовательно, продолжающееся наращивание этого сооружения.

Глубоководным бурением и детальным сейсмопрофилированием к настоящему времени хорошо изучены подобные аккреционные клинья на ряде современных активных океанских окраин, в частности, в островодужном склоне желоба Нанкай у берегов Японии, на восточном окончании Алеутской дуги, у побережья штата Орегон (США), также в Тихом океане, против о. Барбадос в Атлантическом океане, у о. Тимор в Индийском океане, у побережья Макрана (Иран) также в Индийском океане. По мере развития аккреционного клина наряду с подошвенными срывами — пологими надвигами образуются несколько более крутые, но также наклоненные внутрь склона секущие надвиги, а затем и направленные вниз по склону гравитационные сбросы.

15.4 Схема формирования чешуйчатой антиклинали (по П. Джонсу, 1982) и сбалансированный разрез Варандийской антиклинали на Северном Кавказе (по П.Джонсу, К.О. Соборнову, 1994)

Другая обстановка, предусматриваемая тектоникой плит, для развития складчато-надвиговых деформаций — это обстановка поддвига кристаллического фундамента платформ под осадочный чехол бывшей пассивной континентальной окраины (отложения шельфа и континентального склона) и молассовое выполнение передовых прогибов. Ведущую роль в этом процессе играет пласювый срыв чехла по поверхности фундамента и отдельных частей разреза чехла и моласс по наиболее пластичным (глины, соли, гипсы) или водонасыщенным горизонтам. Встречая при этом упор, слои сминаются в складки, в дальнейшем нагромождающиеся одни на другие, образуя так называемые дуплексы. Этот процесс был хорошо изучен первоначально на примере Скалистых гор Канады А.В. Балли и другими, а затем выявлен и на Северном и Приполярном Урале В.В. Юдиным и особенно К.О. Соборновым. Он свойствен, очевидно, всем внешним зонам складчато-покровных сооружений и внутренним крыльям передовых прогибов, хорошо воспроизводится моделированием на ЭВМ (рис. 15.4) и графическим построением сбалансированных профилей, в которых соблюдается неизменность мощности и первоначальной длины слоев. На позднеорогенной стадии развития складчато-покровного сооружения, когда уже сформировался заметный горный рельеф, к усилием общего сжатия добавляется сила тяжести, т.е. вступает в действие гравитационный фактор. Общее перемещение слоев по горизонтали вкрест простирания складчатой системы может досшгнуть многих десятков и даже более 100 км. Именно таким образом объясняется образование складчато-надвнговой гряды Чернышева по другую сторону передового прогиба Приполярного Урала (В.В. Юдин) или складчатой зоны Юрских гор также с внешней стороны Предальпийского прогиба (Г. Лаубшер). В первом случае имел место срыв по соленосному горизонту верхов ордовика, во втором — также по соленосному верхнему триасу (кайперу). В процессе коллизии континентальных плит с окончанием поглощения океанской коры субдукция типа Б переходит в субдукцию типа А. Субдукция типа А имеет место, очевидно, и в интракратонных моногеосинклиналях, выражаясь в поддвиге океанской или переходной коры последних под нормальную континентальную кору их ограничения. То же могло иметь место в зеленокаменных поясах архея.

Складчатость регионального сжатия на платформах. Происхождение платформенной складчатости долго оставалось неясным. Многие считали, что платформенные складки обязаны своим возникновением блоковым подвижкам фундамента, т.е. его вертикальным движениям. Это породило представление о подавляющей массе локальных поднятий как об отраженных, глыбовых складках. Но вопрос о причинах поднятия самих блоков фундамента оставался, по существу, без ответа — высказывались лишь самые туманные соображения о разуплотнении пород фундамента под влиянием каких-то процессов их преобразования. Этим предположениям противоречит, однако, характер гравитационных аномалий над такими блоками — положительных, а не отрицательных. К тому же основная часть платформенных складок относится к типу бескорневых — они не выражены на поверхности фундаментa и даже в низах чехла.

Указывая на эти и другие особенности платформенных складок — их группировку в платформенные валы, параллельные периферическим складчатым системам, асимметрию с более крутыми крыльями, внешними по отношению к последним, М.А. Камалетдинов, Ю.В. и Т.Т. Казанцевы пришли к заключению, что платформенная складчатость также образуется вследствие регионального сжатия, направленного от складчатых орогенов. При этом сжатие передается вдоль компетентных, преимущественно карбонатных пачек, которые отслаиваются от нижележащих пачек и от фундамента вдоль некомпетентных пластичных глинистых пачек, испытывающих нагнетание в своды растущих антиклинальных изгибов. В разрезе Русской плиты (Волго-Уральская область) выделяется несколько таких пачек, с которыми может быть связано образование ее локальных поднятий.

Рис. 15.5. Жигулевский надвиг по данным бурения. По В.Л. Лобову и др. (1974)

Одним из убедительных доказательств большой роли тангенциальных напряжений сжатия в деформациях платформенного чехла является развитие в нем надвиговых структур. Классический пример — Жигулевский надвиг, описанный впервые А.П. Павловым и подтвержденный бурением (рис. 15.5); предполагается существовани такого же надвига по северной периферии Оренбургского вала, давно известны надвиги вдоль северной окраины Донецкого кряжа. Все они параллельны альпийскому складчатому поясу, хотя отстоят от него на сотни километров. Но на такое же расстояние распространяются исходившие от альпийского пояса деформации чехла в Западной Европе, включая вал Вилд-Пэи-де-Брэй в районе Ла-Манша и надвиг по северной периферии Гарца и Куяво-Поморский складчатый вал в Польше. Еще более яркий пример — яньшанская складчатость чехла Южно-Китайской и Китайско-Корейской платформ, параллельная Тихоокеанскому подвижному поясу и явно с ним связанная. Время проявления этих деформаций совпадает с аналогичными событиями в альпийском поясе. Однако следует отметить, что локализация и ориентировка складчатости в платформенных чехлах в определенной мере зависят от структуры поверхности фундамента. Так, платформенные валы развиты в ограничении авлакогенов; если последние узкие, то они тяготеют к их осевым зонам. Но авлакогены не обязательно простираются параллельно периферическим складчатым системам; в этом случае, очевидно, происходит разложение сил.

Не все платформенные складки являются бескорневыми, под некоторыми из них действительно выявлены поднятые блоки фундамента, что особенно характерно для молодых платформ. Очевидно, в этом случае напряжения передавались через фундамент, причем не всегда от периферии платформ; пример — Западно-Сибирская плита, не ограниченная активными орогенами. В подобной ситуации деформации могли порождаться внутриплитными напряжениями. Как теперь установлено, такие напряжения развиты повсеместно и отдаленно связаны либо с осями спрединга, либо с зонами коллизии, например в Скандинавии со спредингом Срединно-Атлантического хребта, а во Франции и Германии с коллизионным Альпийско-Карпатским поясом. Кроме того, имеются основания выделять особый тип складчатости, связанной с блоковыми деформациями фундамента.

Складки облекания (отраженная, штамповая складчатость) представляют собой поперечные изгибы в осадочном чехле, образующиеся при блоковых перемещениях фундамента. Этот тип складок характерен для платформ, отчасти межгорных и передовых (их внешние борта) прогибов.

В большинстве регионов складки облекания начинают формироваться одновременно с осадконакоплением при перемещениях блоков фундамента, разделенных разрывами. Это подтверждается закономерным уменьшением мощностей в сводах антиклиналей и их увеличением в синклиналях. Разрывы из фундамента могут проникать и в породы осадочного чехла; таким путем возникают чередующиеся антиклинали и синклинали, разделенные продольными разрывами (обычно сбросами или взбросами), с уплощенными или плоскими замками и сравнительно крутыми крыльями. Такие складки получили название горст-антиклиналей и грабен-синклиналей. В ядрах горст-антиклиналей на поверхность нередко оказываются выведенными породы фундамента.

Размеры складок облекания различны. Наиболее крупные из них достигают 100 км и более. Форма складок изометричная, овальная или угловатая, коробчатая, реже линейная с асимметричным профилем, иногда подвернутыми крыльями. В их расположении часто (но не всегда) отсутствует общая ориентировка, а крылья складок наследуют направления разрывов фундамента. Поэтому нередко форма и ориентировка даже соседних складок, как и более мелких структур, могут быть различными.

Происхождение отраженных складок, как уже указывалось, вряд ли связано с разуплотнением блоков фундамента. Более естественно и, следовательно, более вероятно объяснение, предложенное П.Е. Оффманом, — неравномерное опускание разбитого на блоки фундамента при его общем погружении вследствие охлаждения литосферы. Такое происхождение могут иметь пологие малоамплитудные (десятки метров) складки северной части Волго-Уральской области, не параллельные Уралу (Е.Б. Риле). С этой точки зрения понятно и увеличение высоты складок с возрастанием размера погружения, и то, что эта высота на порядок меньше мощности осадков, т.е. общего размера погружения. Но наиболее резко выраженные складки могут быть связаны с региональным сжатием фундамента.

Приразрывные складки образуются при перемещении крыльев разрывов по наклонным сместителям. Чаще всего они развиваются в верхних активных крыльях взбросов и надвигов. Если же верхнее крыло сложено малопластичными, крепкими породами, в частности породами фундамента, то приразрывные складки могут возникнуть и в нижнем крыле под воздействием напора верхнего крыла.

Наиболее благоприятны в отношении образования приразрывных складок разрывы с наклоном сместителя от 40 до 60°. Вблизи сместителя в таких случаях образуются наклоненные или опрокинутые складки, ориентированные параллельно простиранию разрыва, частые вблизи сместителя и затухающие по мере удаления от него. От этих условий зависит и ширина полосы, захваченной приразрывной складчатостью. Обычно она невелика и складки быстро затухают в сторону от поверхности разрыва.

Рис. 15.6. Присдвиговые складки волочения разлома Сан-Андреас в Калифорнии и связанного с ним разлома Калаверас. И те и другие указывают на правостороннее смещение. По Дж. Муди и М. Хиллу (1960)

Особое место среди приразломных складок принадлежит присдвиговым складкам, развитым на крыльях крупных сдвигов, например сдвига Сан-Андреас (рис. 15.6). Оси их образуют острый угол с линией сдвига, направленный обратно направлению смещения данного крыла. Аналогичное происхождение имеют складки Ферганской впадины (Б.Б. Ситдиков) и, вероятно, также Таджикской впадины.

Складки, связанные с перемещениями магмы в земной коре. Вблизи контактов многих массивов интрузивных пород, возникающих как на значительных глубинах в форме батолитов, так и в непосредственной близости от гипабиссальных тел, во вмещающих породах развиваются складки продольного и реже поперечного изгиба, оси которых ориентированы согласно с очертаниями массивов. В плане эти складки обычно обтекают внешние контуры интрузивных тел, что нередко приводило к ложному заключению об их возникновении позже интрузивных пород, которые как бы раздавливали осадочные толщи в процессе складкообразования. В действительности образование таких складок связано с давлением магмы при ее продвижении в верхние части земной коры. Ширина пород, подвергающихся при этом складкообразованию, оказывается различной, зависит от площади массива и обычно не превышает первых километров. Складки вблизи небольших гипабиссальных тел образуют полосы в десятки и сотни метров шириной.

Диапировые складки (складки нагнетания) впервые были установлены румынским геологом Л. Мразеком в 1906 г. Они развиваются в осадочном чехле нередко независимо от строения фундамента и представляют собой антиклинальные структуры, образующиеся в слоистых толщах при внедрении в них пород, обладающих низкой вязкостью или низкой плотностью. Это соли, ангидрит, гипс, угли, глины, насыщенные водой, способные пластично деформироваться и течь в сторону меньшего давления или под влиянием собственного веса.

Наиболее широко среди диапировых складок развиты соляные купола и глиняные диапиры. В соляных куполах различают ядро, сложенное пластичными породами, и окружающие ядро и прорванные им менее пластичные и более тяжелые толщи (рис. 15.7). Внутренняя структура ядра характеризуется исключительно сложным строением. Слагающие его пластичные породы смяты в типичные складки течения, направленные к земной поверхности, слои при этом растягиваются, образуют сложные изгибы, раздувы и нередко разрываются. Вмещающие толщи у границ с ядром выгнуты вверх, сильно раздроблены, часто запрокинуты, нарушены многочисленными разрывами и поверхностями скольжения, по которым отдельные пачки и пакеты слоев отрываются и перемещаются вслед за ядром на значительные расстояния.

Рис. 15.7. Соляной купол в Клодове, Польша; в каменной соли, слагающей ядро, — сложная дисгармоничная складчатость течения (по М. Ксенжкевичу, Я. Самсоновичу, 1965). Внизу — радиальная и концентрическая системы сбросов на структурной карте соляного купола Клей-Крик, побережье Мексиканского залива (по Л. Паркеру, А. МакДоуеллу), а также схема образования соляного купола

Таким образом, в диапировых структурах сочетаются два вида складок: в активном ядре развиваются складки течения, а окружающие ядро толщи подвергаются поперечному изгибу. В зависимости от того, обнажается ядро на поверхности или нет, соляные купола делятся на открытые и закрытые. На поверхности солей в открытых куполах развивается соляная шляпа (кепрок), представляющая собой глинистую массу, вымытую из растворенных водой отложений. В сводах закрытых куполов нередко происходят проседание и дробление пород, покрывающих соляные массы, и купола в таких случаях принимают вид разбитой тарелки.

По очертаниям в плане соляные диапиры делятся на куполовидные и линейные. Куполовидные структуры имеют овальные и округлые очертания, поперечные размеры которых составляют 5—10 км и изредка могут достигать многих десятков и даже сотни километров (Индерский купол в Прикаспии).

Классические области солянокупольной тектоники — Прикаспийская и Днепровско-Донецкая впадины, Среднеевропейская мегасинеклиза, впадина Мексиканского залива. Здесь известны сотни куполов. В последнее десятилетие выявлено широкое развитие соляной тектоники на пассивных подводных окраинах Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов. Соляные купола развиваются очень медленно, обычно параллельно с накоплением перекрывающих их отложений. Об этом свидетельствует уменьшение мощностей отложений в сводовых частях куполов, выпадение отдельных свит из разрезов, появление местных перерывов и несогласий.

Линейные соляно-диапировые складки имеют иное строение: при относительно небольшой ширине они вытянуты в длину до 10 км и более. Такие складки развиты в ряде краевых прогибов, в частности на юге Предуральского прогиба, в Предкарпатском прогибе (где и были впервые установлены), а также в межгорных прогибах, рифтах и авлакогенах. Узкие антиклинали чередуются с широкими синклиналями, образуя типичную гребневидную складчатость. Линейные диапировые складки как с соляными, так и с глиняными ядрами представляют, по существу, те же складки регионального сжатия, но усложненные проявлениями интенсивного перетекания пластичного материала.

В отношении происхождения соляных куполов в русской литературе наиболее распространена точка зрения Ю.А. Косыгина, подкрепленная физическим моделированием (А.М. Сычева-Михайлова), которая связывает его с инверсией плотностей, с меньшей плотностью соли (2,15) по сравнению с плотностью вмещающих пород (2,3—2,4), обусловливающей воплывание соли из-под последних. Начальное условие — мощность соленосной толщи более 120 м и покрывающих отложений более 300 м. Эмбриональной формой соляного диапиризма являются «соляные подушки», раздувы соли без протыкания вышележащих слоев. При развитом диапиризме мощность соляных ядер может превышать 1 км.

Подтверждением механизма инверсии плотностей может служить практически горизонтальное залегание подсолевых отложений, например в Прикаспийской впадине, и неупорядоченное размещение соляных куполов. Следует, однако, указать, что на глубине соляные купола по периферии Прикаспийской впадины и над разломами (ступенями) фундамента на севере Германии и в Северном море сливаются в соляные валы, протягивающиеся на многие десятки, иногда более сотни километров. Это указывает на определенное влияние неровностей фундамента. Дополнительную роль в росте куполов играет возрастающая мощность надсолевых отложений в синклиналях по сравнению с куполами. Повышение пластичности соли с глубиной может быть обязано как литостатической нагрузке, так и повышению температуры. Тот факт, что развитие куполов происходит не только длительно, но и скачкообразно, и что эти скачки совпадают с фазами тектогенеза в смежных складчатых системах, не позволяет считать солянокупольную тектонику вполне автономным процессом.

На континентальных склонах пассивных окраин, как это установлено в Мексиканском заливе и у побережья Бразилии, в связи с уменьшением нагрузки вышележащих осадков и действием силы тяжести происходит выдавливание соли и ее стекание вниз по склону с образованием сложной складчатости. Масштаб этого явления (сочетание галокинеза и гравитации) в северном обрамлении глубоководной части Мексиканского залива (впадины Сигсби) настолько значителен, что созданная им зона дислокаций сравнима по протяженности и ширине с альпийским поясом Западной Европы.

Рис. 15.8. Глиняный диапир в структуре поднятия Нефтяных камней на погружении Большого Кавказа (по Ф.И. Самедову, 1970) и угольный диапир Бабаевского месторождения в Южно-Уральском бассейне (по П.И. Ильину, 1960):
1—3 — глины эоцена—миоцена (1 — коунской свиты, 2 — майкопской свиты; 3 — диатомовой свиты); 4 — бурый уголь нижнего миоцена

Областями распространения глиняных диапиров являются в основном периклинальные, краевые и межгорные прогибы и современные аккреционные клинья над зонами ВЗБ. В бывшем СССР они наиболее широко развиты в Керченско-Таманском районе, на юго-восточном погружении Большого Кавказа (рис. 15.8) и северо-западном погружении Копетдага и в смежной с ними Южно-Каспийской впадине. С глиняным диапиризмом, как отмечал И.М. Губкин, тесно связан грязевой вулканизм, и оба явления характерны для многих нефтегазоносных областей. Для объяснения глиняного диапиризма и грязевого вулканизма механизм инверсии плотностей не подходит, ибо плотность глин не меньше плотности других осадочных пород. Но здесь вступает в действие другой мощный фактор, направленный противоположно силе тяжести, — аномально высокое пластовое давление, свойственное глинистым толщам с неотжатой водой. Кроме того, глиняные диапиры обычно образуются в обстановке регионального сжатия, которое само провоцирует нагнетание глин в своды антиклиналей. Поскольку оба эти условия — обстановка сжатия и аномально высокое пластовое давление — характерны для аккреционных клиньев, неудивительно, что глиняный диапиризм и грязевый вулканизм широкое распространены именно в этих структурах. В них же встречается еще одна разновидность диапиров — серпентинитовые диапиры, образующиеся за счет гидратации ультрамафических пород субдуцируемой океанской литосферы; они распространены, например, на внутреннем склоне Марианского желоба. Древние диапиры такого типа именуются протрузиями; они также широко распространены. Но протрузии серпентинитов возникают и вдоль трансформных разломов в связанных с ними желобах и известны, например, в Атлантическом океане.

Еще одно явление, родственное грязевому вулканизму, описано П.П. Иванчуком под названием гидровулканизма, а позже — американским геологом Р. У. Копфом под названием гидротектоники. Речь идет о поднятиях, осложненных густой сетью разрывов и трещин, созданных напором находящихся под аномально высоким давлением подземных вод. Хороший пример такой структуры — Дарвазский купол на Центральнокаракумском своде.

1 Автор параграфа В. А. Галкин.

Кливаж¹. Складчатость часто сопровождается кливажем. Макроскопически кливаж представляет собой параллельную делимость пород, напоминающую спайность в минералах. В породах разного состава и разной структурной позиции кливаж выражен по-разному. Он часто отсутствует в породах, смятых в самые сложные складки, а в пределах одной складки может присутствовать не в каждом слое или может быть выражен с неодинаковой ясностью и частотой в слоях разного состава и структуры.

Традиционно образование кливажа связывалось с чисто механическим процессом пластической деформации пород вдоль многочисленных поверхностей скалывания и срезывания. В настоящее время предпочтение отдается процессу минералогической дифференциации во время деформации. Дифференциация осуществляется путем растворения некоторых минералов, таких как кварц, кальцит, хлорит, в зонах нагруженных контактов обломочных зерен или крыльев развивающихся микроскладок, их переносе во флюиде и осаждении в зонах относительно низких напряжений — тенях давления зерен, в трещинах растяжения, в замках микроскладок. Остаточная концентрация слаборастворимых компонент, таких как слоистые силикаты, рудное вещество, органический материал, приводит к возникновению квазипараллельных зон пониженной механической прочности — кливажных зон. Кливажные зоны обособляют линзочки с повышенной механической прочностью — микролитоны. Кливаж развивается, совершенствуется во время деформации, процессы растворения под давлением сопровождаются чисто механическими эффектами скольжения вдоль кливажных зон, расплющивания микролитонов. Поэтому правильнее всего понимать кливаж как эволюционирующую микротекстуру физико-химического происхождения, имеющую то или иное макроскопическое проявление. Кливаж всегда формируется в парагенезе с минеральными жилами растяжения, бороздами нарастания и тенями давления и ориентирован перпендикулярно главные сжимающим напряжениям. Объемы перемещения и дифференциации вещества в процессе кливажеобразования могут достигать десятков процентов от первоначальных, а расстояния переноса — сотен метров и даже километров.

Классификации кливажа многочисленны и довольно сложны. Наиболее распространены морфологические классификации кливажа как микротекстуры или по его взаимоотношению со слоистостью и складками.

При микроскопическом описании выделяют две главные разновидности — дизъюнктивный кливаж и кренуляционный кливаж, которым в отечественной терминологии соответствуют межзерновой кливаж и кливаж плойчатости (рис. 15.9). Межзерновой кливаж развит преимущественно в обломочных слабоизмененных породах, кливаж плойчатости — в метаморфизоваиных породах или аргиллитах с имеющейся ранней плоскостной текстурой.

Рис. 15.9. Морфологические типы микроскопических плоскостных текстур: а — сланцеватость, б — межзерновой кливаж, в — кливаж плойчатости, г — преломление доскладчатых плоскостных текстур при изгибе слоев с разными механическими свойствами. По В.Г. Талицкому, В.А. Галкину, 1988

Кливаж может развиваться раньше, во время или после складкообразования, быть локально проявленным или региональным. Довольно часто обнаруживается послойный кливаж, формирующийся до складчатости в процессе катагенетического преобразования и уплотнения пород или при тектонической деформации сжатия перпендикулярно слоистости. Региональный клкваж, связанный со складчатостью, развивается обычно на стадии продольного укорочения слоев еще до изгиба, при этом он оказывается ориентированным перпендикулярно сжатию и слоистости. Во время роста складок геометрические соотношения кливажа и слоистости изменяются и характер этих изменений указывает на механизм деформации внутри и на границах слоев и пачек.

Если слои или пачки испытывают однородный изгиб со сплющиванием, скольжением вдоль кливажа, но без смещения по границам слоев, возникает веерообразный кливаж и обратный веерообразный кливаж. Если скольжение вдоль кливажа внутри слоя сопровождается скольжением по границам слоев, возникают различные типы преломляющегося кливажа (S- и Z-образный). Если главными механизмами деформации становятся сплющивание и скольжение по кливажу без существенного изгиба, формируется параллельный (главный) кливаж разной степени совершенства.

Некоторые авторы большое значение придают механизму роста складок за счет скольжения частей породы по секущему слоистость кливажу. При этом осевые плоскости складок оказываются параллельными кливажу. Такие складки получили в отечественной литературе название «складок скалывания», или «кливажных складок». Как отдельные микролитоны, так и целые пакеты микролитонов («пакеты скольжения») скользят в таких складках в направлении касательных напряжений, значительно изменяя начальную мощность пород в сторону ее уменьшения на крыльях и увеличения в замках. Описанный механизм, несомненно, имеет место, однако он всегда сопровождается сплющиванием, а часто небольшим, трудно определимым изгибом. Складки скалывания поэтому не могут рассматриваться как структуры, стоящие обособленно в общем ряду складок регионального сжатия.

Кливаж развивается в той зоне земной коры, где деформаци за счет растворения и переотложения вещества преобладает над собственно метаморфическими изменениями минерального состава пород. Если метаморфические изменения и перскристаллизация преобладают, развиваются различные типы сланцеватости. Для сланцеватости характерна параллельная ориентировка различных слюд или других уплощенных минералов и макроскопически она часто почти неотличима от кливажа. В некоторых типах пород могут наблюдаться текстуры, имеющие признаки как кливажа, так и сланцеватости.

Оценки термодинамических условий образования кливажа указывают на средние глубины 2—6 км и невысокие уровни дифференциальных напряжений — до первых десятков мегапаскалей.

Глубинная (синметаморфическая) складчатость. Этот тип складчатости очень широко распространен, особенно в докембрийоких толщах фундамента платформ и в ядрах складчатых сооружений фанерозоя. Складки данного типа — это складки течения, развившиеся под воздействием стресса при высокопластичном состоянии пород в условиях повышенных давлений и температур. Перемещение вещества происходит в виде вязкопластичного течения и одновременно охватывает всю массу пород (рис. 15.10). При разнородном составе слои с низкой вязкостью могут образовывать раздувы в замках антиклинальных складок, а при очень больших различиях в вязкости деформации принимают хаотический характер или образуют мелкую плойчатость.

Рис. 15.10. Синметаморфическая складчатость течения в мигматитах, по В.В. Эзу (1978)

Стресс, вызывающий образование глубинной складчатости, может действовать преимущественно в горизонтальном или вертикальном направлении. В первом случае возникает складчатость вертикального, а во втором — горизонтального течения.

Складчатость вертикального течения возникает под воздействием горизонтальных или близких к ним усилий и очень широко распространена. Основное значение в этом процессе имеют относительные перемещения крупных сегментов земной коры (литосферы) вдоль глубинных разломов, вследствие чего при общем горизонтальном сжатии огромные клинья земной коры (литосферы) выдавливаются вверх. Такая обстановка возникает, в частности, на границах литосферных плит. Складки вертикального течения характеризуются резко выраженной линейностью, острыми замками, крутым наклонным расположением осевых поверхностей, интенсивно развитой сланцеватостью, параллельной осевым поверхностям, и кливажем.

Складчатость горизонтального течения возникает при действии стресса в вертикальном направлении и развивается при общих поднятиях вследствие перемещения вверх магматических масс. При встречном гравитационном сопротивлении толщи выжимаются в стороны, неравномерно перемещаясь в горизонтальном или наклонном направлении. Складки горизонтального течения обладают плавными очертаниями, крутым или вертикальным положением шарниров и таким же наклоном пород на крыльях. Поверхиости кливажа располагаются субгоризонтально.

Необходимо подчеркнуть, что не существует четкой грани между покровной складчатостью продольного изгиба и глубинной складчатостью как складчатостью сдвига — течения, и не без основания некоторые исследователи (Е.И. Паталаха, Ю.В. Миллер) рассматривают всю складчатость как складчатость течения, что все же представляется преувеличением. Но несомненно, в направлении ядер складчатых сооружений и с глубиной складчатость продольного изгиба переходит в складчатость вертикального течения; такой же переход должен происходить и во времени, по мере нарастания напряжений, температур и давления флюидов, содержащихся в осадках. В этом смысле определенное зерно истины содержится и в концепции «глубинного диапиризма» — переход вертикального течения в осевых зонах складчатых сооружений в латеральное смещение слоев на их периферии, но с тем принципиальным отличием, что сам вертикальный восходящий поток обусловливается региональным сжатием и сдвигом на границе схождения (конвергенции) литосферных плит, в зонах субдукции обоих типов и коллизии плит. Причем этот поток ориентирован обычно не строго вертикально, а наклонно, и отличия между складчатостью вертикального и горизонтального течения не aбсолютны. Скорее, напротив, один вид складчатости течения переходит в другой и по латерали, например при образовании складок нагнетания, когда в синклиналях поток ориентирован горизонтально, а в ядрах антиклиналей вертикально, и по вертикали — вертикальный поток близ поверхности превращается в горизонтальный, что наблюдается при образовании шарьяжей.

Рис. 15.11. Наложение складчатости в метаморфических толщах архея (беломорский комплекс, Северная Карелия), по Б.И. Кузнецову, 1969, упрощено:
1 — гнейсы; 2 — амфиболиты; 3—4 — осевые поверхности складок (3 — ранних, 4 — наложенных); 5 — направление погружения шарнира, черточка обозначает наклон осевой поверхности

Региональная смена складчатости продольного изгиба складчатостью течения совпадает с появлением кливажа течения и началом метаморфизма. Но еще раньше собственно складчатость продольного изгиба сменяется «складчатостью скалывания» с секущим кливажем. Эти изменения происходят и по вертикали при определенных уровнях, положение которых зависит от геотермического градиента. Соответственно выделяются этажи деформаций, которые не следует путать со структурными этажами, хотя каждый структурный этаж может достигать в своем развитии определенного этажа деформаций и не более.

Следует отметить, что складчатость продольного изгиба сменяется «складчатостью скалывания» и сдвига — течения в первую очередь вдоль зон крупных разломов; это объясняется понижением вязкости пород в этих зонах. Переход к складчатости течения наблюдается сначала в пачках наиболее пластичных, некомпетентных пород (глины и пр.), где возникают складки волочения. В результате в крупные складки компетентных пород оказываются вписанными пласты с мелкой прихотливой складчатостью пород некомпетентных. Это явление получило название дисгармоничной складчатости.

Метаморфические толщи обычно испытали сложные деформации с проявлением нескольких их фаз при изменяющихся полях напряжений. Этим обусловлено практически повсеместное проявление в них наложенной складчатости, т.е. повторное, неоднократное смятие слоев в складки разных форм, ориентировки и размеров. При этом более ранние складки не исчезают бесследно, а лишь маскируются более поздними, оказываются как бы включенными в более позднюю складчатую структуру (рис. 15.11). Разработана специальная методика, позволяющая расшифровать последовательность фаз деформаций, образования кливажа, сланцеватости, линейности и фаз метаморфизма и их соотношений во времени. В русской литературе эта методика освещена в руководствах А.Н. Казакова (1976) и В.В. Эза (1978).

Рис. 15.12. Гранитогнейсовые купола Родезийского массива, архей (по А.М. Макгрегору, 1951). Внизу — форма гранитогнейсовых куполов в вертикальном сечении, Балтийский щит, нижний протерозой (по Н. Эдельману, 1960).
1 — чехол молодых отложений; 2 — граниты; 3 — кристаллические сланцы; 4 — гнейсы; 5 — мигматитовые граниты

¹ Особой разновидностью таких куполов являются купола, оболочка которыx первично залегала на гнейсовом фундаменте в виде аллохтона. Аналогичные структуры описаны в Восточной Финляндии, и к ним, вероятно, относятся купола Восточно-Уральской зоны поднятий.

Гранитогнейсовые купола и валы. Особой и очень важной формой синметаморфической складчатости являюттся гранитогнейсовые купола и валы. Они представляют собой обычно довольно крупные (десятки и нередко более сотни километров в поперечнике) и в общем пологие поднятия, образованные гранитогнейсами (рис. 15.12). В их ядре залегают граниты анатектичеокого происхождения, а по периферии куполов и валов развиты метаморфические сланцы убывающей степени метаморфизма. Комплекс таких сланцев во многих случаях отделен от гранитогнейсового ядра поверхностью первичного несогласия. Такие купола, впервые описанные в северо-западном Приладожье финским геологом П. Эскола (автором понятия о метаморфических фациях), получили название окаймленных куполов¹. На контакте их оболочки и ядра может наблюдаться явление, называемое «эффектом Седерхольма» — по имени другого крупного финского геолога, занимавшегося изучением докембрия. Оно заключается в том, что базальный конгломерат оболочки содержит гальку гранитогнейсов и гранитов, тождественных породам ядра, а вместе с тем эти гранитоиды могут прорывать образования оболочки, оказываясь, таким ооразом, одновременно и древнее и моложе последних. Объясняется это тем, что породы ядра первично представляли собой фундамент (а оболочка — чехол), но затем подверглись ремобилизации, т.е. повторному разогреву с переходом в пластичное и даже расплавленное (граниты) состояние.

Само образование куполов и валов обязано тому же явлению инверсии плотностей, что и образование соляных куполов, — слагающие их ядра гранитогнейсы и граниты легче вмещающих их метаморфических пород и поэтому всплывают из-под них, когда низы метаморфизуемой толщи достигают амфиболитовой ступени метаморфизма и подвергаются гранитизации. В то время, как породы ядер куполов и валов залегают полого, метаморфические образования их крыльев оказываются смятыми в мелкие сжатые складки, как правило, с вергентностью, направленной к ядру купола. При этом материал оболочки куполов как бы выжимается из межкупольных пространств и набегает на их своды. Гранитогнейсовые купола чрезвычайно широко распространены в раннедокембрийском фундаменте платформ. Они нередко ветречаются и среди чехла раннепротерозойских протоплатформ (Алданский щит, Западная Австралия), где представляют выступы их ремобилизованного архейского фундамента; то же наблюдается и среди рифейских чехлов. Нередки купола и валы и в осевых зонах позднедокембрийских и палеозойских складчатых сооружений (например, восточного склона Урала и Аппалачей), но в мезокайнозойских системах встречаются уже как исключение (Забайкалье, Канадские Кордильеры). Большая редкость этих структур в молодых сооружениях объясняется двумя факторами: меньшей эродированностью последних (гранитогнейсовые купола образуются на глубине порядка 10 км) и убыванием теплового потока со временем (в раннем докембрии он был в 3—4 раза выше современного).

Экзогенная складчатость

К экзогенной складчатости относятся складки, образующиеся вблизи земной поверхности под воздействием различных экзогенных процессов. Они широко распространены в природе и их нередко путают с эндогенными складками. К некоторым из экзогенных складок приурочены залежи нефти и газа.

Подводно-оползнввые складки возникают при оползании осадков на дне бассейна и имеют вид разнообразных смятий, спирально закрученных линз и комьев, мелких опрокинутых и лежачих складочек, языковидных и беспорядочно перепутанных натеков, нередко разорванных и смещенных. Эти явления вызываются подводными оползнями, развивающимися при накоплении осадков на наклонных участках дна водоемов. Насыщенный водой илистый или песчаный осадок может течь даже при уклоне поверхности в 3°. На более крутых участках дна, например на континентальных склонах морей и океанов, осадки могут быть сорваны со своего основания и перемещены на многие десятки километров, что теперь установлено на ряде участков подводных окраин Атлантики. Способствуют этому процессу землетрясения.

Изменения, которые могут возникать в толщах, затронутых подводными оползнями (например, флишевых), выражаются в увеличении мощности осадков в более глубоких частях дна и ее уменьшении на тех участках бассейна, откуда сползают осадки, в перекрытии более молодых осадков ранее отложившимися, смещении фаций, в результате которого более мелководные отложения оказываются среди глубоководных, появлении местных несогласий и в других явлениях. Такие же складки, но в меньшем масштабе возникают при оползневых процессах и в наземных условиях.

Складки осадочного облекания. Изгибы слоев, имеющие все внешние признаки складок, но не связанные с деформацией горных пород, т.е. фактически псевдоскладки, образуются в результате отложения осадков на неровном ложе дна водоемов с первичным наклоном слоев от выступов рельефа к смежным понижениям. Особенно часто подобные складки возникают в отложениях, перекрывающих рифовые массивы. Такие складки широко распространены в палеозойских отложениях Волго-Уральской области Русской плиты и вмещают здесь залежи нефти. Следует также отметить первичные наклоны и изгибы, развивающиеся в подошве лав и в других вулканогенных образованиях, накапливающихся на склонах наземных и подводных вулканов. Первичные наклоны в этих породах существуют всегда и нередко достигают 20—30°, но обычно не превышают 3—5°.

Складки уплотнения образуются в стадию диагенеза (и катагенеза) вследствие неравномерного уплотнения пластичных пород, в основном глин, над выступами погребенного рельефа, рифовыми массивами, линзами песков (например, ископаемыми барами). Они тоже распространены в основном на платформах, в частности в Волго-Уральской области, а также на внешних крыльях краевых прогибов (Предкарпатского, Западно-Кубанского и др.).

Складки разбухания возникают в фазу гипергенеза при увеличении объема пород, в частности вследствие гидратации ангидрита и перехода его в гипс (гипсовые купола), или при попеременном увеличении объема воды при ее замерзании и уменьшении — при таянии льда (криотурбации). Гипсовые купола известны во многих платформенных районах (Прибалтика, Туркмения и др.) и краевых прогибах (Предуральский, Кубанский прогибы); они образуются обычно на глубине не более ШО м и имеют в диаметре десятки, реже сотни метров. Криотурбации развиты в зоне вечной мерзлоты и областях древнего покровного оледенения; отдельные их формы имеют очень небольшие размеры, обычно измеряемые метрами.

Складки оседания представляют противоположность складкам разбухания и образуются вследствие растворения пород — известняков, доломитов, гипсов, ангидритов в зонах развития карста (например, так называемые дизъюнктивные мульды на юге Предуральского прогиба) либо вследствие выноса из глубины сопочной брекчии в районах грязевого вулканизма («синклинальные вдавленности» Керченского полуострова и сходные формы на Юго-Восточном Кавказе и в Западной Туркмении). К этой же категории относятся структуры проседания, развивающиеся в районах наземной вулканической деятельности на месте интенсивного накопления ее продуктов (Индонезия, Карпаты, Кавказ и др.).

Рис. 15.13. Гляциодислокации в районе г. Канева на Днепре (по В. И. Славину)

Складки выпирания по механизму образования сходны с диапировыми и подобно последним относятся к складчатости нагненагнетания (течения), но возникают они в приповерхностных условиях вследствие снятия нагрузки вышележащих пород на глинистые толщи в речных долинах. Подобные складки чрезвычайно широко распространены в Среднем Поволжье, где иногда их принимают за «настоящие», т.е. эндогенные, складки.

Гляциодислокации. В северных широтах довольно многочисленную группу деформаций составляют складки, вызванные напором движущихся материковых льдов или выжиманием пластичных пород под весом льда в краевой части ледника (гляциодислокации). Развиты такие складки преимущественно в молодых кайнозойских и мезозойских отложениях, на тех участках, где они гипсометрически приподняты (например, Каневские дислокации на Днепре; рис. 15.13). Встречая на своем пути выходы относительно жестких пород (известняки, мел), ледник отделял от них крупные глыбы толщиной до десятков метров и площадью до нескольких квадратных километров и нередко перемещал на расстояние многих десятков и даже сотен километров. Такие ледниковые отторженцы широко развиты в Ленинградской области (Дудергофские высоты), Прибалтике, Белоруссии.

Коровые разрывы

Морфология и происхождение разрывных структур земной коры изучены более детально, чем складчатые деформации. Этому прежде всего способствуют сравнительно легкая воспроизводимость разрывов в опытах с реальными горными породами и применимость основных положений физики твердого тела к природным условиям разрушения горных пород.

Ниже основное внимание уделено разрывам, сопровождающимся заметным перемещением разделенных ими блоков пород или более крупных участков земной коры. Классификация разрывных нарушений в морфологическом и генетическом плане однозначно разработана уже давно и основана на кинематических параметрах.

Среди коровых разрывов выделяют сбросы, взбросы, сдвиги, раздвиги, надвиги и покровы (шарьяжи).

Сбросы. К сбросам относят разрывы, в которых поверхность сместителя наклонена в сторону опущенных пород (рис. 15.14). Из соотношения движения блоков, разделенных сбросами, устанавливается, что между крыльями этих структур образуется «зияние» (горизонтальная амплитуда), другими словами, разорванные слои как бы отходят друг от друга, что возможно лишь в условиях расрастяжения.

Рис. 15.14. Прослеженный буровыми скважинами сброс со смещением более 2 км на северо-западном борту Венского бассейна, по Р. Яношеку, Е. Браумюллеру (1951)

Как известно, растяжение может быть хрупким (отрыв) или вязким (скалывание). В земной коре в обоих случаях действует, кроме того, сила тяжести.

При образовании сбросов в условиях хрупкого разрушения пород отрыв происходит практически мгновенно, но последующее смещение крыльев может продолжаться в течение значительного интервала времени — многие тысячи и миллионы лет. При этом происходит разрядка напряжений в прилегающих к разрыву породах, чем и обусловлены относительно большие расстояния между крупными разрывами. Действие растягивающих усилий на ранних стадиях вызывает развитие трещин отрыва, в зонах концентрации которых при дополнительном воздействии силы тяжести и происходит образование сбросов, нередко сопровождаемых раздроблением пород и брекчиями трения. Наиболее обычны условия в земной коре, при которых сбросы возникают под воздействием растягивающих усилий, ориентированных горизонтально, что приводит к вертикальному или крутому положению сместителей. При ином расположении направления растяжения сбросы могут быть и наклонными, что часто наблюдается у разрывов, оперяющих крупные нарушения.

Сбросы, образующиеся при вязком разрушении пород в условиях преобладающих растягивающих усилий, развиваются по одному из направлений максимальных касательных напряжений. Нарастание амплитуды смещения происходит постепенно и нередко при нагрузках ниже пределов прочности пород вследствие ползучести. Образущиеся разрывы могут быть сближенными и сопровождаться многочисленными параллельными трещинами скалывания, складчатыми деформациями и флексурами. В сместителях таких сбросов возникают не брекчии трения, а тонко растертые милониты. Реализация смещения по одному, а не по двум направлениям максимальных касательных напряжений объясняется влиянием анизотропии физических свойств пород, вызывающей приспособление ориентировки сместителя к текстурным особенностям, слоистости, сланцеватости или кливажу. При горизонтальной ориентировке растягивающих усилий большая часть сбросов, образующихся при вязком разрушении, наклонена под углом 45—60°, но при другом положении осей напряжений сбросы могут быть ориентированы иначе. Давно уже замечено, что с глубиной крутые сбросы выполаживаются, что объясняется изменением напряженного состояния пород, усилением влияния всестороннего давления и переходом хрупкого разрыва в вязкий. Так образуются листрические сбросы, на глубине нередко сливающиеся в одну горизонтальную поверхность срыва. Они характерны для рифтогенных окраин континентов и областей континентального рифтогенеза.

Сбросы, возникающие и развивающиеся одновременно с накоплением осадков, получили, как и складки, название конседиментационных, а позже осадконакопления — постседиментационных. В конседиментационных сбросах на поднятых крыльях мощности пород сокращены и отдельные стратиграфические горизонты могут выпадать из разреза. В противоположность этому на опущенных крыльях мощность парод увеличивается, наблюдаются более полные стратиграфические разрезы и относительно более мелкообломочные и глубоководные фации. В постседиментационных сбросах мощности пород и фации в разных крыльях не обнаруживают различий.

Существенны различия и между синтетическими и антитетическими сбросами: в первых направление наклона согласуется с наклоном слоев, во вторых оно противоположно.

Помимо описанных, на земной поверхности широко распространены сбросы, связанные с действием одной силы тяжести. Такие сбросы ограничивают оползни, обвалы и относятся к числу экзогенных дислокаций, ибо вызываются подмывом берегов рек, озер, морей. Сбросы могут вызываться также землетрясениями. К ним относятся сейсмодислокации Прибайкалья, Кавказа и других регионов.

Взбросы. К взбросам относятся разрывные нарушения, в которых поверхность разрыва наклонена в сторону приподнятых пород. Характерно перекрытие одного крыла другим, указывающее на сближение крыльев в обстановке сжатия. Последнее вызывается горизонтальными сжимающими усилиями, нередко превышающими предел прочности пород. Взбросы представляют собой вязкие разрывы и ориентированы в направлении максимальных касательных напряжений, в связи с чем их сместители имеют преимущественно пологое положение; если же силы, вызывающие сжатие, ориентированы не горизонтально, а под углом к горизонту, сместители могут иметь и иную ориентировку. В зонах линейной складчатости взбросы развиваются по двум или реже одному направлению, под некоторым углом к ориентировке осей складок. С глубиной, по мере увеличения всестороннего давления, они переходят в горизонтальные сдвиги.

Сбросы и взбросы нередко развиваются группами, охватывающими значительные территории. Широко распространены системы сбросов и взбросов, называемые грабенами и горстами.

Грабены представляют собой линейные структуры, образованные сбросами, центральные части которых опущены и на поверхности сложены породами более молодыми, чем в поднятых краевых частях.

По отношению ко времени формирования пород выделяют наложенные и конседиментациоиные грабены. Наложенные грабены развиваются в ранее образовавшихся толщах горных пород, нередко смятых в складки и прорванных интрузиями. Мощности пород в их центральных и периферических частях остаются одинаковыми, изменения фаций и состава пород не происходит.

Конседиментационные грабены имеют более сложное строение. В их центральных частях накапливаются мощные толщи пород, совершенно отсутствующих или имеющих меньшую мощность, чем в периферических участках. Приподнятые древние породы, обнажающиеся на краях грабенов, нередко служат источником сноса обломочного материала, накапливающегося в их погруженных частях, а вдоль ограничивающих разломов могут происходить излияния базальтов. Таковы, например, триасовые грабены Зауралья и Аппалачей. Конседиментационные грабены развиваются в течение длительного времени, иногда на протяжении десятков миллионов лет. Встречаются также односторонние грабены или грабены, ограниченные не сбросами, а взбросами, которые называют рампами.

К горстам относят линейные структуры, образованные сбросами или взбросами, центральные части которых приподняты и на поверхности сложены более древними породами, чем в краевых частях. Горсты, как и грабены, могут развиваться как позже процессов осадконакопления, накладываясь на уже сформировавшиеся структуры, так и одновременно с осадконакоплением. В последнем случае образование осадков осуществляется в краевых частях горстов за счет разрушения и размыва их приподнятых центральных участков. Наиболее распространены горсты относительно небольших размеров — от единиц до десятков километров при ширине в сотни метров. Примером могут служить позднепалеозойские горсты и горст-антиклинали Сарысу-Тенизского поднятия в Центральном Казахстане.

При образовании грабенов и горстов, ограниченных сбросами, на горные породы действует двойное усилие: общее растяжение и сила тяжести. Последняя вызывает погружение центральных частей грабенов и крыльев горстов, в то время как поднятые части структур могут сохранять стабильное положение. Особенно часто грабены, ограниченные сбросами, развиваются в сводовых частях соляных куполов, в надсолевой толще.

Сдвиги. К сдвигам относятся разрывы, смещение по которым происходит в горизонтальном направлении по простиранию стителя. Различают правые и левые сдвиги. Уменьшение амплитуды сдвига в горизонтальном направлении обычно происходит путем его расщепления на мелкие сдвиги и сбросы или другие компенсационные разрывы, создающие структуры типа «конского хвоста».

Сдвиги могут заканчиваться и у поперечных к ним надвигов, с которыми они образуют сопряженные пары — динамопары. Очень часто смещение крыльев в разрывах происходит не строго вверх или вниз по поверхности сместителя и не в горизонтальном направлении, а косо по отношению к горизонту. В разрывах появляются как сдвиговая, так и сбросовая или взбросовая составляющие и разрывы относятся к сбросо-сдвигам и взбросо-сдвигам. Очевидно, что сбросо-сдвиги образуются в условиях сочетания сдвига и растяжения, а взбросо-сдвиги — сдвига и сжатия. Первый сличай в англоязычной литературе именуется транстенсией (transtension), второй — транспрессией (transpression). Как то, так и другое — весьма распространенные явления.

Рис. 15.15. Характерные деформации на крыльях сдвига (для случая правостороннего смещения). По М. Г. Ломизе (1990).
I — складки волочения: эшелонированные (кулисные) системы складок с горизонтальным шарниром (Id) и складки с вертикальным шарниром, в том числе структуры закручивания (Iб); II — структуры растяжения: дайки и жилы по трещинам отрыва, в том числе системы типа «конского хвоста> (IIа), оперяющие сбросы и грабены (IIб); III — вторичные структуры скола - оперяющие взбросы и взбросо-надвиги, в том числе системы типа «конского хвоста» (IIIа), оперяющие сдвиги (III6). 1 — сдвиги; 2 — сбросы; 3 — грабены; 4 — дайки и жилы; 5 — взбросы и взбросо-надвиги; 6 — ось линейной складки в плане, 7 — то же, в поперечном сечении

Образование сдвигов вызывается воздействием на горные породы противоположно направленных сил, а сам разрыв может быть хрупким или вязким. Хрупкие сдвиги широко развиты в чехле платформ, а вязкие — в складчатых областях как поперек, так и под углом к простиранию складок. Для складчатых систем очень характерно развитие сопряженных систем диагональных правых и левых сдвигов, в широтных системах северо-западной и северо-восточной ориентировки, однозначно указывающих на обстановку регионального сжатия в направлении, поперечном к простиранию системы. Такие сдвиги типичны, например, для Западного Копетдага.

К настоящему времени выяснилось широкое распространение вязких сдвигов, преимущественно в областях, затронутых региональным метаморфизмом. Эти сдвиги характеризуются большой шириной (километры) затронутой ими зоны, отсутствием единой плоскости разлома, вместо которой наблюдается ряд параллельных, подставляющих друг друга смещений, отсутствием брекчий трения и милонитов; последние замещаются ультра- и бластомилонитами. Иногда вдоль таких сдвигов появляются гранитные тела.

Особенно сложное строение имеют региональные сдвиги, развитые в осадочном чехле под влиянием горизонтальных перемещений в фундаменте. В чехле над глубинными сдвигами появляются складки и мелкие разрывы, сдвиги и раздвигн, расположенные кулисообразно к их общей ориентировке (рис. 15.15).

При изменении (изломе) простирания сдвига происходит как бы его расщепление с образованием в промежутке впадины. Такие впадины нередко достигают значительных размеров и в англоязычной литературе получили название pull-apart basin (сдвигово-раздвиговая впадина). К ним некоторые исследователи относят грабен Японского моря, грабен оз. Байкал.

Раздвиги. По предложению В.В. Белоусова, разрывы, в которых перемещение крыльев происходит перпендикулярно к поверхности отрыва, следует относить к раздвигам. По мере разрастания раздвига увеличивается зияние между его крыльями. Раздвиги чаще, чем другие виды разрывов, оказываются заполненными магматическими породами и минералами. С ними связаны как одиночные вертикальные дайки, заполняющие сместители, так и целые дайковые рои. Растяжение, вызывающее образование раздвигов, охватывает всю массу горных пород. Если после образования раздвига напряжения по соответствующему направлению уменьшатся или исчезнут, а растягивающие усилия по перпендикулярному направлению сохранятся, может возникнуть новая система поверхностей отрыва, нормальная к ранее образовавшейся. Именно так следует объяснять формирование пересекающихся под прямым углом поясов позднепалеозойских даек в Северном Прибалхашье или триасовых долеритовых даек в Тунгусской синеклизе. С растяжениями и раздвигами в сводах над магматическими очагами связано появление многочисленных кольцевых и радиальных даек, часто обрамляющих округлые и овальные гранитоидные массивы с небольшой глубиной эрозионного среза. Типичными раздвигами небольшого масштаба являются исландские «гьяу» — зияющие трещины шириной в несколько метров и неизвестной глубины. Такие же образования обнаружены в рифтовых зонах Срединно-Атлантического хребта и Красного моря.

Надвиги. Все рассмотренные выше разрывы характеризуются хрупким отрывом или вязким разрушением горных пород без значительных предварительных пластических деформаций. Существуют, однако, широко распространенные разрывы, возникающие и развивающиеся параллельно с образованием складок. По морфологии они близки к взбросам и составляют особую группу разрывов. Развиты надвиги преимущественно в сильно сжатых наклонных или опрокинутых складках. Если складки сложены относительно однородными породами, надвиги возникают в их ядрах и ориентированы параллельно осевой поверхности. В неоднородных толщах они могут развиваться и в крыльях, по границам пластичных пород. Такие надвиги распространены, например, среди меловых и палеогеновых отложений Восточных Карпат, где они сосредоточены в нормальных крыльях опрокинутых складок, в кровле или подошве мягких олигоценовых аргиллитов. Нередко отдельные надвиги объединяются, охватывая две или большее число складок.

Как показали опыты В.В. Белоусова, Е.И. Чертковой и В.В. Эза с пластическими материалами и как отмечалось выше в отношении аккреционных клиньев и внешних зон складчато-покровных сооружений, надвиги и складки могут развиваться одновременно. Появление поверхностей скалывания в моделируемых складках в большинстве случаев совпадает с образованием первых изгибов. Развитие складчатых и разрывных форм в дальнейшем протекает одновременно; растут число и амплитуда складок, возрастают количество разрывов и амплитуда смещения по ним. Ранее возникающие разрывы могут быть в дальнейшем изогнуты и искривлены.

Надвиги являются результатом скалывания по одному из направлений максимальных касательных напряжений, возникающих при общем продольном сжатии слоев, и в большинстве своем ориентированы полого. Однако на их положение в складчатой структуре большое влияние оказывает состав пород, в частности присутствие слоев с малой вязкостью (например, аргиллитов или глинистых сланцев), к которым чаще и приурочены смещения. В опрокинутых складках роль таких ослабленных слоев могут играть породы с высоким поровым давлением воды, способным почти полностью снять гравитационную нагрузку.

При благоприятных условиях развитию надвигов может способствовать ползучесть всей массы пород по слоям с низкой вязкостью, особенно в условиях медленного свободного гравитационного скольжения.

⇐ Предыдущая32333435363738394041Следующая ⇒

Поделиться: