геотектоника

100 км. А находка в районе Альпе-Арами включений клиноэнстатита в диопсиде позволяет предположить затягивание континентальной литосферы на еще большие глубины (до 250 км). Процесс выведения на поверхность метаморфитов свехвысоких давлений получил в западной литературеназвание«эксгумации», хотянесколькоранееэтожеявление Д. ДиксономиЭ. Ферраромназвано«эдукцией». Предложенонесколько механизмов такого затягивания и последующего всплытия пород. Суть их заключается в необходимости предварительного заклинивания (блокировки) зоны субдукции и отрыва метаморфизованной континентальной коры от ее океанского продолжения, что должно обеспечить всплытие более плавучей коры.

Во внешних зонах орогенов породы (за исключением офиолитов) принадлежали пассивной континентальной окраине и не могли испытать существенных перемещений по простиранию этой окраины и лишь относительно умеренные (первые сотни километров) перемещения вкрест ее простирания, с амплитудой, нарастающей внутрь орогена и вверх по разрезу пакета тектонических покровов. Внутренние зоны орогенов характеризуются чрезвычайным разнообразием структурных элементов, соединенных друг с другом тектоническими контактами, что послужило основанием для развития представлений о террейнах – ограниченных разломами блоках земной коры, возникших в разное время и в разных геодинамических обстановках, но собранных в единый коллаж. Среди террейнов можно выделить три разновидности: 1) террейны «родственные» прилегающему континенту, с фауной, принадлежащей одной с ним биогеографической провинции; 2) террейны испытавшие относительно небольшие латеральные перемещения (первые сотни километров); 3) экзотические террейны с латеральными перемещениями в тысячи километров.

Основное отличие коллизионного магматизма от субдукционного заключается в перемещении главной области магмогенерации из верхней мантии в нижнюю и среднюю кору. Это происходит за счет диссипативного разогрева коры при деформации сжатия, а также за счет экранирования глубинного теплового потока мощной корой. Определенный вклад вносит и повышенная радиоактивность. В последнее время рассматривается также процесс отрыва слэбов с образованием астеносферных окон, обеспечивающих основной приток тепла за счет вторжения разогретой астеносферы. Подтверждением возникновения в коре областей частичного плавления служат выявленные сейсмическими методами астенолинзы с глубиной залегания около 15–20 км (Тибет, астенолинза с глубиной в интервале от 15 до 45 км и протяженностью

51

более 250 км). Результатом частичного плавления коры являются ана-

тектические палингенные граниты S-типа.

Подобно субдукции, ориентировка напряжений сжатия при коллизии не всегда ортогональна к оси закрывающегося бассейна (косая коллизия). Это приводит к развитию коллизии разновременно по простиранию подвижного пояса, постепенно или скачкообразно.

Сутью постколлизионного развития орогенов является утонение коры и литосферы, выравнивание рельефа. Это обусловлено, с одной стороны, денудацией, а с другой, – и изостатическим поднятием, а также гравитационным расползанием. Следствием последнего служит образование листрических сбросов, направленных к периферии орогена. Результатом постколлизионного растяжения является и образование полирифтовых систем, которое сопровождается базальтовым магматизмом (подъем магмы из астеносферного выступа, подстилающего утоненную литосферу). Эту стадию часто именуют тафрогенной (от греч. тафрон – ров). Еще одним следствием этого является выведение на по-

верхность метаморфических ядер.

Витоге к концу постколлизионной стадии возникают области с коройилитосферойумеренноймощности, равниннымрельефом, которые служат фундаментом платформы.

Для орогенов характерна латеральная неоднородность, выраженная изменениями их ширины, типа магматизма. Эти изменения происходят скачкообразно, обусловливая продольную сегментацию поясов. Наряду

сдругими факторами важную роль в сегментации орогенов играют инденторы(отфр. Dent – зуб) – выступыконтинентов, ранеедругихучастков вступившие в коллизию. Вызванное этими выступами неравномерное сжатие может стать причиной продольного течения горных масс.

Вбольшинствеслучаеворогенезвыражаетсяневпростойкомпрессии, а в транспрессии, которая на постколлизионной стадии замещается транстенсией. Свидетельством этого является образование сдвиго-

во-раздвиговых впадин типа pull-аpаrt, часто служащих вместилищем постколлизионных плутонов А-гранитоидов.

Между конвергирующими континентами могут оставаться зазоры

снепоглощенной океанской корой – остаточные океанские впадины, которые заполняются осадками с мощностью более 10 км. Осадки залегают непосредственно на коре океанского типа.

На фоне продолжающейся конвергенции литосферных плит, их коллизии, сопровождающейсянадвиганиемгорныхсооруженийнасвои передовые прогибы и смежные платформы, во внутренних частях подвижного пояса, в целом испытывающего сжатие, происходит активное

52

растяжение с образованием межгорных впадин с утоненной континентальнойкоройидажеееразрывомизамещениемкоройокеанскоготипа.

Континентальные платформы (кратоны) образуют ядра ма-

териков, обладают типичной континентальной корой мощностью 35–45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 120–200 км, а в некоторых районах – до 400 км. Они характеризуются преимущественно равнинным рельефом, слабой сейсмичностью и тектонической активностью в целом. Платформы в плане имеют полигональную форму. В разрезе платформ выделяются осадочный чехол, образованный неметаморфизованными, слабо дислоцированными осадочными породами (иногда с прослоями платобазальтов или более кислых вулканитов) мощностью около 3–5 км, увеличивающейся на отдельных участках до 12 км и более. Осадочный чехол отделяется продолжительным стратиграфическим перерывом и резким угловым несогласием от сложно дислоцированных, в различной степени метаморфизованных, прорванных интрузиями разного состава породах фундамента. Иногда между осадочным чехлом и фундаментом выделяется промежуточный комплекс, образованный молассовыми и молассоидными образованиями предгорных прогибов или рифтогенных структур. Участки платформ, лишенные осадочного чехла, называются щитами, а участки с развитым осадочным чехлом – плитами.

Среди платформ выделяются древние платформы с докембрийским возрастом кристаллического фундамента, которые занимают около 40 % площади материков. Термин «кратон» применяется только к древним платформам. К древним платформам относятся Северо-Аме- риканская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, которые образуют их северный ряд, и Южно-Американская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая, входящие в южный ряд. Промежуточное положение занимает Южно-Китайская платформа (платформа Янцзы).

Молодые платформы занимают около 5 % площади материков. Их фундамент отличается существенно менее глубоким метаморфизмом по сравнению с фундаментом кратонов и именуется складчатым фундаментом. В зависимости от возраста завершающей складчатости молодые платформы подразделяются на эпибайкальские, эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские. Осадочные чехлы молодых платформ отличаются повышенной дислоцированностью и признаками унаследованного от фундамента развития структур.

Внутреннее строение фундамента древних платформ отражает длительную и сложную историю его формирования. В его строении вы-

53

деляются крупные блоки. В архейских блоках выделяются два главных типа структурных элементов – гранит-зеленокаменные области (ГЗО) и гранулито-гнейсовые пояса.

Гранит-зеленокаменные области часто слагают блоки в сотни ки-

лометроввпоперечнике. Вихпределахвыделяютсяизвилистые, параллельные полосы зеленокаменных поясов (ЗКП), которые сложены слабометаморфизованными, преимущественно основными вулканитами и осадочными породами. В поперечном сечении ЗКП имеют синклинорное строение, сильно усложненное складчатостью и надвигами. Они разделяются гранитогнейсовыми полями. Иногда ЗКП заполняют промежутки между крупными гранитогнейсовыми куполами. Мощность осадочно-вулканогенного заполнения ЗКП достигает 15 км. Нижняя часть разреза образована преимущественно основными (типа толеитовых базальтов) и ультраосновными лавами (коматиитами), с содержанием окиси магния более 20 %. В подчиненном количестве в нижней части разреза присутствуют джеспилиты и силициты. В средней части разреза состав вулканогенных пород средний и кислый, заметно увеличивается доля осадочных пород, в том числе обломочных. Вулканиты средней части разреза близки к островодужным. В верхней части разрезапреобладаютобломочныепороды. Этачастьнапоминаетмолассовую формацию. Она отделяется от средней несогласием, времени образования которого отвечает внедрение диапировых или межпластовых плутонов гранитоидов. Заканчивается развитие ЗКП складчато-надвиговы- ми деформациями, метаморфизмом и образованием новой генерации гранитоидов, отличающейся преобладанием окиси калия над окисью кальция. Большинство ЗКП образовалось в промежутке времени между 3,5 и 2,5 млрд лет назад. Учитывая, что формирование таких структур продолжалось не более 100 млн лет, за указанное время сменилось несколькоихпоколений. НаличиевоснованииразрезаЗКПконгломератов сгалькойгранитовигнейсовпозволяетпредполагать, чтоЗКПзакладывались в условиях рифтогенеза более древней континентальной коры, представленной «серыми гнейсами» – гранитогнейсами тоналитового состава. Фрагменты этой коры отмечены среди гранитогнейсовых полей, разделяющихЗКП, ноосновнаяплощадьэтихполейсложенаболее молодыми гранитоидами, чем смежные ЗКП. Предполагается аналогия ЗКП с молодыми задуговыми бассейнами.

Гранулито-гнейсовые пояса (ГГП) разделяют и окаймляют ГЗО. Появляются они в конце архея и получают широкое развитие в протерозое. Для них характерен многократно проявленный метаморфизм амфиболитовой – гранулитовой фаций, сложная складчатость, пологое

54

надвигание на смежные ГЗО. Структура осложнена гранитогнейсовыми куполами и крупными плутонами габбро-анортозитов.

Другой тип подвижных поясов, свойственный только раннему протерозою, – это протоорогены. Они линейны и протягиваются на сотни и тысячи километров при ширине несколько сотен километров. В строении подвижных систем обычно отчетливо выделяются внешние

и внутренние зоны. Первые подстилаются архейским фундаментом,

аосадочный чехол образован неметаморфизованными шельфовыми осадками. Моноклинальное залегание сменяется в направлении внутренних зон чешуйчато-надвиговым строением. Надвиги развиваются поболеераннимлистрическимсбросам. Вэтомженаправлениивозрастает глубоководность осадков. Появляются покровы и межпластовые интрузии основных пород. Можно провести аналогию с внешними зонами фанерозойских орогенов и пассивными окрапинами континентов. Во внутренних зонах появляются флишевые и черносланцевые толщи, больше становится основных вуканитов, приближающихся по составу к океанским толеитам. Это напоминает отложения континентальных склонов и окраинных морей. Еще дальше в тылу этих систем появляются образования вулканических дуг или вулканоплутонических поясов. Эти внутренние зоны, вероятно, формировались на океанической коре, о чем свидетельствуют находки офиолитов. Судя по палеомагнитным данным, ширина большинства бассейнов с океанской корой не превышала 1000 км. Но для некоторых из них она была сопоставима с шириной современных океанов. Эволюция протоорогенов завершается складчато-надвиговыми деформациями, метаморфизмом офиолитовой фации, внедрением гранитоидов, формированием предгорных прогибов, заполненных молассовой формацией.

Блоки континентальной коры, консолидированной к концу архея и являются обломками эпиархейского суперконтинента, расколовшегося в начале протерозоя. Эти блоки соответствуют в основном ГЗО. Большие площади на них бывают перекрыты слабодислоцированным, слабометаморфизованным осадочно-вулканогенным чехлом. Это позволяет выделить их в качестве фрагментов протоплатформ, или протократонов. Осадочный чехол выполняет плоские синеклизы. В ряде случаев структура протоплатформ осложнена рифтовыми структурами – протоавлакогенами. Выполнение их нередко подвергалось метаморфизму зеленосланцевой фации.

Таким образом, можно сделать вывод о том, что структуры раннего протерозояопределялисьдействиемтектоникиплит, новраннемпротерозое это была тектоника малых плит, малых континентов и малых океанов.

55

Структурные элементы поверхности фундамента и осадочного чехла подразделяются на щиты – области выхода пород фундамента на поверхность размером около 1000 км и плиты, где фундамент перекрыт осадочным чехлом. Менее крупные выступы фундамента называют массивами. Помимо щитов и плит вблизи границ платформ с подвижными поясами могут выделяться перикратонные опускания, которые соседствуют с краевыми прогибами. Они характеризуются пологим моноклинальным погружением фундамента в сторону подвижных поясов.

Впределах плит выделяются структурные элементы второго порядка: антеклизы и синеклизы.

Антеклизы – это крупные и пологие погребенные поднятия фундамента с сокращенной мощностью осадочного чехла, в разрезе которого наблюдается большое количество перерывов. Осадочный чехол образован мелководно-морскими и континентальными отложениями. В пределах антеклиз выделяются своды.

Синеклизы – крупные, пологие впадины фундамента с мощностью осадочного чехла 3–5 км и более. Синеклизы иногда наблюдаются в пределах щитов, где они представлены изолированными впадинами, окруженными выходами пород фундамента. Существуют особые типы синеклиз. Один из них отличается резко увеличенной мощностью осадочного чехла (до 25 км), который залегает на коре, близкой по геофизическим параметрам к океанической. Они могут представлять реликты древних океанических бассейнов. Другой тип синеклиз – трапповые синеклизы. В их разрезе залегает мощная платобазальтовая формация.

Врельефе такие синеклизы обычно выражены плоскогорьями. Синеклизымогутсостоятьизнесколькихвпадин, разделенныхседловинами.

Важным типом крупных отрицательных структур платформ являютсяавлакогены(отгреч. «бороздойрожденные»), выделенныев1960 г. Н. С. Шатским, – древние погребенные аналоги континентальных рифтов. Глубина залегания фундамента в них может достигать 10–12 км. Над авлакогенами, заполненными породами субмолассовой формации, очень часто в осадочном чехле могут формироваться синеклизы (в условиях унаследованного растяжения) или зоны складчатости (в условиях сжатия). В последнем случае авлакогены испытали тектоническую инверсию. В их структуре обычно выделяются валы или цепочки локальных поднятий.

Дислокации осадочного чехла платформ могут быть связаны с тангенциальным сжатием, исходящим от смежных орогенов. Они представлены наведенными складчатыми структурами и разрывными нарушениями (вплоть до надвигов). Другой тип структур – это диапировые

56

структуры, связанные с пластическими деформациями пластов соли или глинистых отложений. На платформах в осадочном чехле достаточно широко распространены отраженные, или штамповые складки, связанные с движениями блоков фундамента.

Вразвитии платформ выделяют несколько стадий. Стадия кра-

тонизации на большей части древних платформ соответствует раннему рифею. На этой стадии все современные древние платформы входили в единый суперконтинент Пангея 1. В условиях повышенного теплового потока, интенсивного магматизма и метаморфизма происходило упрочение и повышение изотропности платформенного фундамента.

Авлакогенная стадия охватывает средний и поздний рифей, иногда

иранний венд. Она знаменует начало распада суперконтинента, обособления древних платформ, образования крупных рифтовых систем, которые позднее превратились в авлакогены.

Переход к плитной стадии на древних платформах Восточной Европы, Сибири, Китая, Кореи произошел в венде. В Северной Америке

иАвстралии – в кембрии. В Южной Америке, Антарктиде в ордовике. Он выразился образованием над авлакогенами синеклиз, выполненных преимущественно морскими отложениями.

На молодых платформах стадия кратонизации не выражена, а авлакогенная стадия проявлена образованием рифтов, наложенных на отмирающие орогены. Эти рифты называют тафрогенами, а соответствующую стадию развития – тафрогенной. На молодых платформах Евразии, Восточной Австралии и Патагонии плитная стадия началась

всредней юре.

Восновании формационных рядов осадочного чехла платформ обычно залегают континентальные обломочные формации: серо-, красно-, пестроцветные – продукты размыва и переотложения кор выветривания. С началом морской трансгрессии континентальные отложения сменяются отложениями паралической угленосной формации (в условиях гумидного климата), гипсоносная эвапоритовая формация (в аридном климате). По мере развития трансгрессии они сменяются трансгрессивными терригенными формациями. В гумидном климате – это кварцево-песчаная с глауконитом и фосфоритами, а в аридном климате – пестроцветная песчано-глинистая формация. В максимум трансгрессии (инундационная фаза) преобладают карбонатные формации – гумидные мергельно-известняковые и аридные доломитовые. При последующей регрессии в разрезе наблюдается обратная смена формаций. Завершается процесс развитием покровно-ледниковой формации (в холодном климате).

57

Платформенный магматизм обладает своей спецификой. Наиболее широко распространена трапповая ассоциация. Она состоит из занимающих огромные площади (часто более 1 млн км²) покровов толеитовых платобазальтов, которые формировались преимущественно в виде трещинных излияний. Эти базальты отличаются повышенным содержанием щелочей, что связано с ассимиляцией вещества континентальной коры. Отмечаются также покровы ультраосновных пород (пикриты) и субщелочных пород. Интрузивная трапповая формация состоит из силлов и даек долеритов, габбро-долеритов, габбро-диабазов. Мощность переслаивающихся с вулканитами пород может достигать нескольких сотен метров. Распространение трапповой ассоциации во времени совпадает с началом распада суперконтинентов.

Вторая магматическая ассоциация платформ – это щелочно-ба- зальтовая. Источник магмы этой ассоциации расположен в мантии на большей глубине, чем трапповой. Эффузивная формация этой ассоциации представлена трахибазальтами, а интрузивная – кольцевыми плутонами ультраосновных и щелочных пород до нефелиновых сиенитов, щелочных гранитов и карбонатитов. Происхождение как платобазальтовой, так и щелочно-базальтовой ассоциаций связывается с мантийными плюмами, поднимающимися из переходного слоя между верхней и нижней мантиями, либо из слоя D´´на границе мантии и ядра.

Кимберлитовая интрузивная формация близка щелочно-базаль-

товой и встречается в виде трубок взрыва и даек вдоль разломов и в узлах их пересечений в межрифтовых пространствах. Они связаны с глубинными магматическими очагами, часто расположенными вблизи границы ядра и мантии. Формация интересна также в связи с месторождениями алмазов, которые приурочены к ней.

Областивнутриконтинентальногоорогенгезанеявляютсярезуль-

татом закрытия древних океанов, а возникают на месте платформ. Поэтому их называют вторичными, или эпиплатформенными, орогенами. Процесс их образования В. В. Белоусов назвал тектонической активизацией. Самым крупным в мире поясом внутриконтинентального орогенеза является Центрально-Азиатский пояс. Он включает Гиндукуш, Тянь-Шань, Памир, Куньлунь, Наньшань, Цинлин, Алтай, Саяны, Становой хребет. Центрально-Азиатский пояс непосредственно примыкает с севера к коллизионному Альпийско-Гималайскому складчатому поясу и начал формироваться одновременно с ним. Общая причина формирования обоих поясов – это столкновение Индостанского и Евразийского континентов, которое началось в позднем эоцене (около 50 млн лет назад). Центрально-Азиатский пояс образовался на разнородном суб-

58

страте, представлявшем коллаж фанерозойских складчатых зон разного возраста с разделяющими их континентальными глыбами. При этом хрупкая верхняя кора оказалась оторванной от литосферной мантии и смещенной относительно нее по пластичной нижней мантии. Деформации концентрировались в пределах палеозойских складчатых систем, а древние континентальные глыбы оставались относительно пассивными. Таким образом, внутреннее строение Центрально-Азиатского пояса характеризуется чередованием горных сооружение и межгорных впадин, кчислукоторыхотносятсяФерганская, Иссык-Кульская, Джунгарская и др. Горные сооружения, как правило, надвинуты на впадины и предгорные прогибы, выполненные мощными молассами.

СредидругихэпиплатформенныхорогеноввыделяютсяВосточные Скалистые горы и плато Колорадо в Северной Америке; Горный Крым, Большой Балхан, Бенди-Туркестан, и Парапамиз, а также Передовой хребет Большого Кавказа.

По характеру магматизма эпиплатформенные орогены могут быть амагматичными (Тянь-Шань, Алтай и др.), в других отмечаются проявления базальтового или щелочно-базальтового вулканизма, который носит мантийный характер; третьи содержат анорогенные (телеорогенные) гранитоиды, которые имеют коровое или мантийно-коровое происхождение.

Литература к разделу 3: [1, 6, 7, 9, 10, 11]

4. СКЛАДЧАТЫЕ И РАЗРЫВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ

4.1.Региональные разломы и шовные зоны (сутуры)

Вконце 40-х годов в нашей стране появилась концепция глубинных разломов (А. В. Пейве). Глубинные разломы характеризовались большой глубиной заложения (десятки и сотни километров), большой протяженностью (сотни и тысячи километров), длительностью развития, приуроченностью к ним определенных осадочных и магматических формаций, а также многими другими признаками. Однако по мере их изучения геофизическими методами, оказалось, что многие резко выраженные разломы на границах платформ и подвижных поясов, относившиеся к глубинным (к краевым швам кратонов), оказались пологими фронтальными надвигами и шарьяжами внешних зон складчатой области на смежную платформу.

59

Шовные зоны, или офиолитовые сутуры, в рамках тектоники плит, – это глубинные корневые структуры, возникшие на месте замыкания бассейнов океанического типа. Их сопровождают выжатые офиолитовые аллохтоны, часто смещенные на десятки километров. Сутуры выявляются по контрастному сочленению разнородных тектонических элементов. При последующих коллизионных деформациях сутуры могутбытьосложненышарьированием, изогнутысобразованиемсигмоид

идр. горизонтальных складок, смещены сдвигами. Иногда встречаются безофиолитовые, или скрытые, сутуры, при образовании которых океаническая кора либо не была выжата на поверхность, либо оказалась полностью перекрытой.

Региональныеразломы, вотличиеотсутур, которыесмоментаформирования находятся в пределах континентальной литосферы, образуются и в океанах, и на континентах, а также на границах литосферных плит. Среди крупных разломов на континентах развиты региональные сдвиги, приуроченные в основном к трансформным границам больших

ималых литосферных плит и к областям межконтинентальной коллизии. Разломымогутпересекатьвсюлитосферу, нохарактердеформаций в их пределах меняется с глубиной. В хрупкой верхней коре до глубин 20–25 км преобладают разрывные деформации. В вязкой нижней коре смещения квазипластичны.

Особую категорию на континентах представляют вязкие сдвиги, развитые преимущественно в областях регионального метаморфизма. Они характеризуются большой шириной, отсутствием единой поверхности сместителя, тектонических брекчий, милонитов, которые замещаются бластомилонитами.

Вокеанахтрансформныеразломыпредставленыфрагментарно, чередуясь с рифтовыми зонами, в которых разломы представлены системами параллельных листрических сбросов. Развитие асимметричных рифтов контролируют пологие вязкие сбросы, рассекающие всю кору.

Впределах зон Заварицкого–Беньофа только тектонический контакт сходящихся литосферных плит на глубинах до нескольких километров может рассматриваться как надвиг или подвиг. Движения по этому разлому могут сопровождаться формированием в висячем крыле зоны субдукции сопряженных разрывных нарушений.

Длительность и унаследованность в развитии разломов определяются их способностью проявлять себя ослабленной проницаемой зоной в земной коре, где активность может возобновляться многократно и в разных геодинамических условиях. В континентальной коре такие долгоживущие разломы превращаются в широкую разломную зону (зону

60