геотектоника

ности существования желоба, в нем находятся лишь четвертичные отложения, мощность которых не превышает нескольких сотен метров.

Во фронтальном бассейне, размещающимся между береговым и главным (вулканическим) хребтами, накапливаются мелководно-мор- ские и континентальные мощные молассоидные отложения с примесью вулканогенного материала (со стороны главного хребта).

Тыловой бассейн, который в структуре соответствует предгорному прогибу, заполняется обломочным и вулканогенным материалом, а также материалом, поступающим из прилегающих поднятий платформы. Мощность всех этих отложений может достигать многих километров.

В обстановках островных дуг флишоидные отложения глубоководного желоба содержат меньше терригенного материала. Перед энсиматическими дугами появляются продукты разрушения габброидов, ультрабазитов и др. пород океанической литосферы. Преддуговой бассейн заполняется морскими флишоидными туфогенно-осадочными отложениями большой мощности, в междуговом и задуговом бассейнах накапливаются мощные морские отложения.

Тектонические деформации особенно ярко проявляются в висячем крыле зоны субдукции. На погружающейся литосферной плите (на океанском крыле желоба) чаще всего формируются ступенчатые сбросы и грабены, являющиеся следствием растяжения в процессе изгиба перед началом субдукции. В океане, в нескольких сотнях километров от оси желоба, в условиях горизонтального сжатия образуются взбросы и надвиги, сместители которых наклонены в сторону желоба. По надвигам происходит скол и сдваивание разрезов. Под плоским днищем желоба осадки обычно находятся в ненарушенном залегании. В основании континентального или островодужного крыла глубоководного желоба под динамическим воздействием висячего крыла осадки желоба сминаются в сжатые опрокинутые складки, осложненные разрывными нарушениями. В результате формируются сложно построенные изоклинальночешуйчатые аккреционные структуры и тектонические меланжи. Если субдукция не сопровождается образованием аккреционного клина, то вблизи главного сместителя в висячем крыле появляются многочисленные сбросы и взбросы. В островных дугах наряду с взбросами и сбросами развиваются поперечные разрывы, в том числе сдвиги.

Глубина залегания сейсмофокальной зоны под вулканами изменяется от 60 до 350 км, а максимум магматической активности наблюдается на глубинах 100–200 км. Чем больше угол наклона сейсмофокальной зоны, тем ближе к желобу проявляется вулканизм. Преобладающие расстояния от оси желоба 125–250 км. Ширина субдукционных вулкани-

41

ческих поясов изменяется от нескольких километров до 200 км и больше. Глубинные корни вулканического пояса отчетливо прослеживаются сейсмической томографией вплоть до поверхности слэба. Над магмогенерирующим отрезком зоны субдукции в породах мантийного клина происходит частичноеплавление, отжим жидкой фазыиз межзернового пространстваиееперемещениевверх. Наглубине30–60 кмпоявляются линзовидные магматические очаги. Очаги меньших размеров, промежуточные, располагаются выше (глубины около 10 км). Выделяются и близповерхностные очаги (глубина 2–5 км), находящиеся в фундаменте вулканических построек. В них завершается фракционирование магматических расплавов. В формировании магм участвует вещество, которое отделяется от погружающейся литосферы, от пород находящегося над ней астеносферного клина, а также от мантийных и коровых пород литосферы висячего крыла. Важное значение имеет перемещение вещества океанической коры, включая и ее осадочный слой, глубоко в мантию, что отражается на геохимических особенностях мантийных магм. Большое количество воды, которое привносится в этом процессе, обусловливает прямое отделение не только базальтового, но и андезитового расплавов. Сложный многоступенчатый процесс формирования магматических расплавов над зонами субдукции зависит от глубины погружающейся литосферы под вулканом. Поэтому наклон зоны субдукции предопределяет асимметрию формирующегося вулканического пояса, его латеральную (поперечную) геохимическую зональность. Она выражается в том, что по мере удаления от глубоководного желоба нарастаетсодержаниекалия, рубидия, стронция, барияидр. литофильных элементов с большими ионными радиусами. Соответственно, увеличиваются отношения калия к натрию, легких редкоземельных элементов к тяжелым. Убывает отношение железа к магнию, снижается нормативная насыщенность пород кремнеземом. Эта зональность выражается в том, что в направлении от желоба толеитовая серия (толеитовый базальт– железистыйдацит) сменяетсяизвестково-щелочной(высокогли- ноземистый базальт – риолит), а затем – шошонитовой (шошонитовый базальт – трахит). Состав вулканитов зависит также от строения и мощности коры в висячем крыле.

Вэнсиалическихостровныхдугахпроисходитнетолькоконтаминация глубинных, преимущественно базальтовых расплавов сиалической коры, но и плавление последней с образованием дополнительных внутрикоровых очагов, питающих риолитовые, в том числе игнимбритовые извержения. В энсиматических дугах преобладают породы толеитовой серии. В энсиалических островных дугах – известково-щелочная серия.

42

Общая тенденция эволюции вулканизма состоит в нарастании щелочности, в уменьшении роли базальтов и увеличении количества пород андезитового и дацитового ряда. Это объясняется тем, что по мере погружения литосферы увеличивается глубинность и щелочность исходных выплавок на фоне наращивания мощности коры, что повышает роль внутрикоровых процессов в формировании магм. В энсиматических островных дугах эволюционный ряд вулканитов начинается с толеитовых базальтов и бонинитов, для которых характерна высокая магнезиальность при низкой титанистости.

Субдукция утолщенной, низкоплотностной и поэтому плавучей коры сопровождается выполаживанием слэба, который пододвигается почти горизонтально, прижимаясь к подошве висячего крыла. Вулканизм ослабевает и прекращается на некоторое время, возникает амагматическая субдукция.

Субдукция порождает парные метаморфические пояса. Зона метаморфизма высоких давлений и низких температур расположена вблизи глубоководного желоба. Она выражена минеральной ассоциацией глаукофана (фация «голубых сланцев»). Глаукофановые сланцы вместе с зелеными сланцами и филлитами образуются по базальтоидам и морским осадкам, вовлеченным в субдукцию.

Зона низких и умеренных давлений, но высоких температур формируется под вулканическим поясом. Для нее характерен метаморфизм амфиболитовой фации, выраженный образованием гнейсов и палингенных пород.

В основе кинематических моделей субдукции лежат векторы «абсолютных» движений. Это – горизонтальный вектор скорости скольжения пододвигающейся плиты, также горизонтальный вектор скорости надвигающейся плиты, а также направленный вертикально вниз вектор скорости гравитационного погружения пододвигающейся плиты. Полная величина скорости конвергенции определяется сложением указанных векторов. Их различные соотношения отражаются в строении зон субдукции.

При больших скоростях движения верхней плиты, а также там, где субдуцирует относительно легкая или утолщенная океаническая литосфера, верхняя плита наступает за линию шарнира нижней плиты и перекрывает ее. Образуется очень пологая приповерхностная часть зоны Заварицкого–Беньофа. В обеих плитах появляются структуры сжатия. Там, где субдуцирует древняя тяжелая литосфера возникают условия для откатывания шарнира, формирования структур растяжения – задуговые, внутридуговые бассейны.

43

Главным механизмом раскрытия задуговых бассейнов является спрединг океанической коры. Среди источников растяжения рассматриваются термальные диапиры над субдуцирующим слэбом, возбуждаемые фрикционным разогревом, и вынужденная конвекция от движения субдуцирующей плиты. Наиболее благоприятными условиями являются условия субдукции древней (мощной и тяжелой) литосферы, сопровождающиеся откатом шарнира.

Специфика субдукции в замкнутых реликтовых бассейнах океанического типа заключается в перестройке субдукционной кинематики – увеличении роли гравитационного погружения с откатом шарнира, воздействие смежных коллизионных структур, ограниченность пространства, в котором развивается субдукция.

Среди режимов субдукции выделяют режим аккреции, нейтральный режим и режим эрозии. Режим субдукционной аккреции выражен формированием аккреционной призмы в висячем крыле зоны субдукции. Она образуется за счет соскабливания части осадочного материала с погружающейся плиты, а также подслаивания призмы пододвинутыми под нее осадками. В последнем случае наблюдается закономерное омоложение осадков в разрезе аккреционной призмы сверху вниз. Оно сопровождается увеличением углов наклона чешуй аккреционной призмы вверх по ее разрезу. Режим субдукционной эрозии выражается срезанием висячего крыла под действием пододвигающейся литосферной плиты, уносящей продукты эрозии на глубину. Такое срезание может происходить на переднем крае висячего крыла (фронтальная эрозия), а также под ним снизу. При длительном развитии субдукционная эрозия срезает структуры островной дуги или окраины континента. При этом отмирающие вулканические пояса смещаются к конвергентной границе. Ещеодинэффектсубдукционнойэрозии– этодлительноеопускание висячегокрыладоглубинвнесколькокилометровпомереегосрезания. Нейтральный режим субдукции – это режим, при котором отсутствуют как эрозия, так и аккреция. Он представляет собой достаточно редкое явление.

Соотношение режимов субдукции и их смена во времени и в пространстве определяются совокупностью самых различных факторов.

Трансформные окраины континентов имеют подчиненное зна-

чение и подразделяются на две категории. Примером трансформной дивергентной окраины является атлантическая окраина Африки на участке северного побережья Гвинейского залива. Для нее характерен узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, в основаниикоторогопроходитрезкаяграницамеждуокеаническойиконтинен-

44

тальной корой, слабо развитое континентальное подножие. Эта граница является транстенсионной (сдвигово-раздвиговой).

Примером трансформной конвергентной окраины является Кали-

форнийский бордерленд – участок между параллельными сдвигами: сдвигом Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, проходящим со стороны океана, ограничивающим бордерленд.

3.4. Континенты

Складчатые пояса континентов, которые разделяют и обрамля-

ют древние платформы, начали формироваться в позднем протерозое (1–0,85 млрд лет назад). Выделяются пять главных глобальных поясов.

1.Тихоокеанский, обрамляющий Тихий океан, и отделяющий его от древних платформ: Гиперборейской (на севере), Сибирской, Китай- ско-Корейской, Южно-Китайской, Австралийской (на западе), Антарктической (на юге), Северо-Американской и Южно-Американской (на востоке). Тихоокеанский пояс делится на две части: Западную (Запад- но-Тихоокеанскую) и Восточную (Восточно-Тихоокеанскую, или Кордильерскую).

2.Урало-Монгольский (Урало-Охотский) складчатый пояс прохо-

дит от Баренцева моря до Японского. Он разделят Восточно-Европей- скую и Сибирскую древние платформы, отделяет их от Таримской и Китайско-Корейской древних платформ.

3.Альпийско-Гималайский (Средиземноморский) пояс пересекает земной шар от Карибского до Южно-Китайского моря. Он отделяет южную группу древних платформ (Африканская, Индийская, ЮжноАмериканская, Австралийская платформы) от северной группы (Севе- ро-Американская, Восточно-Европейская, Таримская, Китайско-Корей- ская древние платформы).

4.Северо-Атлантический складчатый пояс расположен между Се- веро-Американской и Восточно-Европейской древними платформами.

5.Арктический пояс проходит от Таймыра до Гренландии, отделяя Сибирский и Северо-Американский кратоны от Гиперборейского (Арктиды).

Все перечисленные складчатые пояса (за исключением Тихоокеан-

ского) относятся к межконтинентальным, или коллизионным, поясам.

Они образовались в процессе закрытия древних океанов: Палеоазиатского (Урало-Охотский пояс), Тетиса (Альпийско-Гималайский пояс), Япетуса (Северо-Атлантический пояс), Бореального (Арктический пояс). Эти океаны были вторичными – образовались в конце среднего

45

протерозоя вследствие раскола суперконтинента Родинии. В продолжение длительного развития отдельные части складчатых поясов подвергались орогенезу, в котором выделяются следующие основные эпохи: байкальская (конец докембрия), каледонская (конец силура – начало девона), герцинская (поздний палеозой), киммерийская (конец юры – начало мела), альпийская (олигоцен – квартер). Эпохи орогенеза имеют продолжительность 150–200 млн лет и выделяются в качестве циклов Бертрана (французского геолога М. Бертрана, впервые их выделившего в конце девятнадцатого века). Полные циклы эволюции складчатых поясов (от раскрытия до полного закрытия океанов) получили название

циклов Вилсона.

Тихоокеанскийпоясотноситсякокраинно-континентальному, или

субдукционному, типу.

Впроцессе своего формирования складчатые пояса превращаются

вгорные сооружения (орогены), на месте которых под действием денудации могут образоваться пенеплены – образующие фундамент платформ.

Внутреннее строение складчатых поясов во многом зависит от их типа. Однако любой пояс представляет собой коллаж (мозаику) разнородных структурных элементов – обломков континентов, островных дуг, океанических структур разнообразного типа. В поперечном направлении пояса делятся на складчатые системы, находящиеся между микроконтинентами, или срединными массивами (или между ними и настоящими континентами). Окраинные складчатые системы, пограничные с континентальными платформами, часто отделяются от них

передовыми, или краевыми, прогибами. Иногда складчатые системы надвинуты на десятки и сотни километров на прилегающую платформу, и тогда передовые прогибы отсутствуют. Отсутствие передового прогиба может быть связано с поперечными поднятиями фундамента прилегающей платформы. Передовые прогибы закладываются в пределахтыльныхчастейпассивныхокраинконтинентов, взоневнутреннего шельфа и формируются одновременно с поднятием смежного горного сооружения. Первоначально прогибы могут быть выражены относительно глубоководными бассейнами с глинистым или глинисто кремнистым осадконакоплением. Далее в соответствующих климатических условиях может начаться накопление эвапоритов или угленосных толщ. С усилением скорости поднятия горного сооружения прогибы начинают заполняться молассами. Погружение прогибов резко усиливается с началом непосредственного надвигания на них тектонических покровов, продукты разрушения фронтальных частей которых отлагаются в

46

видеолистостром. Вдальнейшемнадвиганиезахватываетивнутренние крылья самих прогибов.

Внешние зоны периферических складчатых систем расположены на фундаменте прилегающей платформы. Их осадочный комплекс, соответствующий образованиям внешнего шельфа и континентального склона, обычносорвансфундаментаиперемещеннадесяткиисотникилометров всторонуплатформы. Возможно, чтонадвигиразвиваютсяунаследовано от листрических сбросов былой пассивной окраины. Границы внешних и внутренних зон проводятся обычно по первому от платформы «офиолитовому шву». Ширина внешних зон изменяется от нескольких десятковдонесколькихсотенкилометров. Отсутствиепроявлениймагматизма дало основание Г. Штилле выделить их в качестве миогеосинклиналей.

Внутренние зоны складчатых систем характеризуются наличием офиолитовых покровов. Они располагаются на осадочных образованиях, либо непосредственно на их кристаллическом фундаменте, что может являться результатом обдукции океанической литосферы. При этом фундамент может испытывать ремобилизацию под влиянием экранированного теплового потока. В результате образуются гранитогнейсовые купола. В составе внутренних зон участвуют осадочно-вулканогенное выполнениепреддуговых, междуговыхитыльно-дуговыхпрогибов, испытавших шарьирование, фрагменты рифовых построек.

В окраинно-континентальных поясах обращенное к океану крыло образовано изоклинально-чешуйчатыми надвиговыми комплексами аккреционной призмы, включающими серпентинитовый меланж и тектонические линзы офиолитов. Вергентность направлена к океану. Характерен метаморфизм высокого давления – низкой температуры, а в тылу таких зон распространены пояса гранитных батолитов и высокотемпературных метаморфитов.

Пространства между складчатыми системами, занятые микроконтинентами (срединными массивами) в процессе орогенеза могут сохранять свое приподнятое положение, образуя массивы, в других случаях их фундамент оказывается перекрытым осадочным чехлом, сложенным континентальными или мелководно-морскими отложениями относительно небольшой мощности. Осадочный чехол неравномерно дислоцирован с образованием складчато-блоковых структур. Вместе с фундаментом он может быть прорван гранитоидами. Значительные площади срединных массивов в процессе горообразования погружаются на значительную глубину и превращаются в межгорные прогибы, заполненные молассой. Эти прогибы в процессе своего развития могут выходить за пределы срединных массивов.

47

Развитие складчатых поясов тесно связано с их типом и разделяется на несколько стадий. Межконтинентальные складчатые пояса заложились на зрелой континентальной коре, пройдя (в соответствии с цикломВилсона) стадиюконтинентальногорифтогенезаистадиюмежконтинентального рифтогенеза (красноморского типа).

Окраинно-континентальные подвижные пояса зародились на периферии Родинии на границе с Пацификом (прообразом современного Тихого океана). Рассматриваются три варианта их возможного заложения. Первый – аналогичен описанному для межконтинентальных поясов. Второйвариантрассматриваетвозможностьобразованиявокеаневблизиконтинентаэнсиматическойдугисеепоследующимрасщеплениеми образованием остаточной дуги ближе к континенту и междугового бассейна. Процесс этот может повторяться неоднократно. В третьем варианте на краю континента возникает зона субдукции и подвижный пояс начинает развиваться по андскому типу.

ВсхемеДж. Вилсонаначальнаястадияразвитиямежконтинентальных поясов называется соответствующей Атлантическому океану.

Зрелая стадия развития близка по облику к западно-тихоокеанско- му типу. На этой стадии функционируют несколько осей спрединга, несколько островных дуг.

Орогенная стадия межконтинентальных поясов сопоставляется с коллизией континентальных сегментов. Коллизия представляет заключительную фазу конвергенции литосферных плит. Она начинается тогда, когда с поверхности исчезает пространство между континентами, занимаемое океанской литосферой. Но кроме такой (общей) коллизии, которая происходит в конце цикла Вилсона, предваряя ее, происходит множество частных коллизий (столкновений) микроконтинентов с континентами, вулканических дуг с микроконтинентами и континентами, вулканических дуг между собой. Конечным результатом коллизии является складчато-надвиговое сооружение – ороген.

Вразвитии коллизии выделяются три стадии: раннеорогенная, позднеорогенная и посторогенная. На ранней стадии на глубине еще продолжается субдукция океанской литосферы. На позднеорогенной – начинает субдуцироваться континентальная кора одной из плит. Часто наблюдается отрыв нижней части слэба субдуцируемой океанской литосферы и всплытие (эксгумация) затянутой в зону субдукции континентальной коры. Постколлизионная стадия характеризуется преобладанием общего растяжения, снижением (выравниванием) рельефа, образованием специфических структур – листрических сбросов, рифтов, метаморфическихядер; выведениемнаповерхностьглубокомета-

48

морфизованных пород. Продолжительность коллизии (первые десятки миллионов лет) в несколько раз меньше продолжительности субдукционной стадии (вместе с частными коллизиями).

Главной особенностью структуры зон коллизии является ярко выраженная дисгармония в деформациях отдельных слоев литосферы – осадочного чехла, верхней и нижней коры, литосферной мантии, объясняющаяся различной реакцией этих реологически отличающихся ярусов литосферы на общее тангенциальное сжатие. В силу этой дисгармонии внутренняя структура орогенов, с глубиной упрощается, и происходит это скачкообразно, вдоль поверхностей субгоризонтальных срывов (decollement, detachment), приуроченных к основным разделам внутри литосферы.

Для большинства орогенов характерно асимметричное строение, которое проявляется в вергентности их складчато-покровной структуры, а на глубине – в поддвиге одной литосферной плиты под другую. Верхняя кора орогенов испытывает максимальное сжатие и при этом выжимается вверх и растекается в стороны, образуя шарьяжи и ретрошарьяжи. Первые отмечаются на субдукционной стадии, а вторые – на коллизионной. Аллохтонные пластины сложены кремнистыми, терригенными или вулканогенными породами, а параавтохтон – карбонатными породами, сформированными на шельфе.

Ретрошарьяжи образуются тогда, когда аккреционная призма уже является зрелой, что затрудняет перемещение горных масс. Для ретрошарьяжей характерны меньшие амплитуды перемещения, хорошая морфологическая выраженность при относительно простом строении. Аллохтонсложенкарбонатнымиразрезами. Параавтохтон– кремнистыми или терригенными.

Средняя и нижняя кора обычно нагнетаются в осевые части сооружений, и это обеспечивает увеличение мощности коры орогенов. Кроме того, предполагается наращивание коры снизу за счет гидратированной в процессе субдукции литосферной мантии. Следствием утолщения коры является ее изостатическое всплытие, наиболее интенсивное в позднеорогенную стадию. Литосферная мантия при коллизии часто отслаивается от коры и погружается в астеносферу, увлекая за собой сходную по реологическим свойствам насыщенную мафическим интрузивным материалом и испытавшей эклогитизацию самую нижнюю часть коры.

Важной особенностью внешних зон орогенов является значительный (до 100 и более километров) поддвиг континентальной коры под орогены. При этом край кратона может уходить под надвинутые обра-

49

зования орогена на еще большие расстояния и глубину. Поверхность кристаллического фундамента плавно и полого погружается в сторону орогена (Карпаты) или это погружение осложняется ступенями, ограниченными сбросами (Аппалачи), либо в нем развиваются грабены (Реногерцинская зона). Заслуживает внимание также появление надвигов обратного общей вергентности наклона, образование «слепых» надвигов, ответвляющихся на глубине от основных поверхностей срыва и затухающих, не достигнув дневной поверхности. В некоторых регионах (Полярный Урал, Альпы) впереди и параллельно основным складчатонадвиговым сооружениям, отделяясь от них молассовыми передовыми прогибами, протягиваются относительно короткие и невысокие поднятия со сравнительно простой складчатой структурой и надвигами часто со встречной вергентностью. Их образование объясняется передачей импульса сжатия, исходящего из коллизионного шва вдоль пластичного горизонта в разрезе домолассового комплекса, принадлежащего той же пассивной окраине, ее проксимальной части.

Втылу внешних зон орогенов кристаллическая кора уже часто оказывается вовлеченной в деформации и образует крупные, брахиформ-

ные антиформные структуры, наклоненные в сторону форланда и

часто надвинутые на основную часть внешней зоны, покоящуюся на моноклинально погружающемся фундаменте.

Обдукция с надвиганием офиолитовых покровов на пассивные окраины может начинаться еще на доколлизионном этапе в связи со столкновением энсиматической вулканической дуги с краем континента или уходом под него спредингового хребта. При обдукции надвигающаяся пластина океанской литосферы сильно разогрета и поэтому обладает относительно высокой плавучестью. Об этом свидетельствуют проявления метаморфизма, достигающего амфиболитовой фации в подошве пластины и близость абсолютных возрастов этих метаморфитов

иофиолитов. Эти признаки не обязательны, если обдукция происходит в результате выжимания океанской литосферы при прямом столкновении континентальных блоков. Признаком такого генезиса офиолитов является распространение офиолитов по обе стороны коллизионного шва. Офиолитовые покровы создают теплоизоляционный экран над относительно легкоплавким верхним слоем континентальной коры, что способствует образованию и всплытию гранитогнейсовых куполов.

Внекоторых районах были обнаружены породы явно континентального происхождения, содержащие минералы (коэсит, алмазы), образующиесявусловияхсверхвысокихдавлений, указывающиенато, что здесь произошло погружение континентальной коры на глубину более

50