Складчатые пояса континентов, их строение. Актуалистическая интерпретация



Тихоокеанский, Урало-Монгольский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический.

Все складчатые пояса возникли в своей основной части в пределах древних океанских бассейнов или на их периферии (Тихий океан). Свидетельством океанского происхождения складчатных поясов является присутствие в них многочисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры литосферы. Все океаны, кроме Тихого, были вторичными, образованными в результате раздробления и деструкции суперконтинента Пангея I, объединявшего в среднем протерозое современные древние платформы. Доказательством такого их происхождения является присутствие в них многочисленных блоков раннедокембрийской континентальной коры — микроконтинентов и несогласное срезание контурами поясов элементов ранней структуры древних платформ.

Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции среднепротерозойского суперконтинента — ПангеиI. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип складчатых поясов — окраинно-континентальный, образовавшийся на границе ПангеиI и ее фрагментов с Панталассой — предшественницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкновением — коллизией ограничивающих их континентов. Окраинно-континентальные пояса еще не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса. Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными, а второго типа — субдукционными.

Судьба складчатых поясов после окончания их активного развития обычно заключалась в постепенном срезании их горного рельефа и складчато-надвиговых структур денудацией и смене орогенного режима более спокойным, платформенным. Некоторые части пояса в новейшую эпоху испытывали повторное горообразование уже во внутриконтинентальных условиях (Тянь-Шань).

Нередки также области внутри будущих складчатых поясов, на площади которых в результате проявления одного или двух циклов Бертрана произошло закрытие океанского бассейна, складчатость, горообразование, а затем относительно кратковременное ослабление тектонической активности, которое сменилось новым рифтингом, повторным раскрытием океанского бассейна и дальнейшей его эволюцией в направлении орогенеза. Такова, например, история западной и южной частей Средиземноморского пояса в позднем палеозое, испытавших герцинский орогенез, затем переживших платформенную или близкую к ней («квазиплатформенную») стадию развития в начале мезозоя, повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя и давших начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу.

Внутреннее строение складчатых поясов отличается большой сложностью, ибо любой такой пояс представляет собой коллаж разнородных структурных элементов — обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий. Присутствие в пределах складчатого пояса крупных глыб докембрийской континентальной коры, обломков позднепротерозойской ПангеиI служит основанием для подразделения складчатых поясов на отдельные складчатые системы, находящиеся между такими микроконтинентами или между ними и настоящими континентами.

Передовые (краевые) прогибы. Складчатые системы, занимающие в поясе окраинное положение и пограничные с континентальными платформами, нередко отделяются от последних прогибами, получившими название передовых, или краевых. В некоторых случаях такие прогибы отсутствуют и тогда складчатое сооружение оказывается непосредственно надвинутым на десятки, иногда даже на сотни км на платформу — Скандинавские и Гренландские каледониды. Передовые прогибы закладываются в пределах тыльных, проксимальных частей пассивных окраин континентального шельфа и начинают формироваться одновременно с началом поднятия смежного складчатого сооружения. Первоначально они могут представлять собой относительно глубоководные бассейны с дефицитным глинистым или глинисто-кремнистым осадконакоплением. В соответствующих климатических условиях далее начинается накопление эвапоритовили угленосных толщ. С усилением роста смежного складчатого горного сооружения прогибы начинают заполняться молассами, но, как показывает, в частности, пример Предкавказья, существенную роль может сыграть и принос обломочного материала с испытывающей осушение платформы. Весьма наглядно роль различных источников сноса — платформенного и орогенного — выступает на сейсмических профилях, где видны наклоненные к оси прогиба с одной и с другой стороны клиноформы, образующие комплексы бокового наращивания.Погружение передовых прогибов резко усиливается с началом непосредственного надвигания на них тектонических покровов, продукты разрушения фронтальных частей которых захороняются и виде олистостром.

Внешние зоны периферических складчатых систем: расположение на той же континент коре, что и кора прилегающей платформы. Фундамент платформылибо плавно, либо ступенчато, по системе листрических сбросов, погружается под осадочный комплекс внешних зон. Этот осадочный комплекс, отвечающий образованиям внешнего шельфа континентального склона, обычно оказывается сорванным с фундамента и перемещенным на значительное расстояние в сторону платформы. При этом он приобретает характерную моновергентную чешуйчато-надвиговую структуру с отдельными более крупными шарьяжами. По мере приближения к платформе поверхность надвигания нередко смещается на верхние уровни. Граница внешних зон с внутренними обычно проводится по первому от платформы «офиолитовому шву».

Отложения, слагающие внешние зоны, накапливались в условиях внешнего шельфа и континентального склона, но их нижние горизонты могли образовываться еще в рифтогенную стадию развития пассивной окраины. Характерной считается амагматичность внешних зон. Именно это дало основание выделять эти зоны в качестве миогеосинклиналей, т.е. «не совсем геосинклиналей», в отличие от эвгеосинклиналей, т.е. настоящих высокомагматичных геосинклиналей внутренних зон.

Внутренние зоны. Наиболее характерный элемент — офиолитовые покровы. Они могут располагаться либо на осадочных образованиях внутреннего края внешних зон, либо непосредственно на их кристаллическом фундаменте, что может являться следствием обдукции океанской коры. В составе внутренних зон значительную роль может играть складчатое осадочно-пирокластическое выполнение преддуговых, междуговых и тыльно-дуговых прогибов, также нередко испытавших шарьирование.

В коллизионных межконтинентальных орогенах, в их наиболее центральных или внутренних частях нередко наблюдаются покровы кристаллических пород, первично принадлежавших уже другому континентальному ограничению бассейна с океанской корой по сравнению с кристаллическими комплексами покровов внешних зон.Вокраинно-континентальныхорогенах их обращенное к океану крыло образовано в основном изоклинально-чешуйчато-надвиговыми комплексами аккреционной призмы, включающими серпентинитовый меланж и тектонические линзы офиолитов. Вергентность, как правило, направлена к океану. Однако встречаются и офиолитовые покровы, обдуцированные на более древние элементы окраины орогена.

Чехлы срединных массивов, межгорные прогибы, эпиорогенные рифты и впадины внутренних морей. Пространства между складчатыми системами, родившимися из бассейнов с корой океанского типа, первично принадлежавшие микроконтинентам, на заключительной стадии развития подвижных поясов испытывают несколько различное развитие в разных своих частях. На одних участках древний фундамент микроконтинентов — срединных массивов — сохраняет приподнятое положение и выступает на поверхность; такие участки обычно и именуются массивами. На других участках фундамент оказывается перекрытым осадочным чехлом, обычно относительно небольшой мощности, сложенным континентальными или мелководно-морскими отложениями, нередко с участием вулканитов, часто кислых и повышенной щелочности.

Чехлы массивов обнаруживают неравномернуюдислоцированность, чаще всего складчато-блоковую, но иногда и более интенсивную, особенно в прогибах. Вместе с фундаментом они бывают пронизаны молодыми интрузиями гранитоидов, но в этом фундаменте местами обнаруживаются и древние интрузивные тела, характерные еще для платформенного этапа развития, например кимберлитовые трубки. Наконец, значительные площади срединных массивов на орогенном этапе развития подвижного пояса подвергаются погружению, часто весьма глубокому, и превращаются в межгорные прогибы, заполненные мощными толщами обломочных осадков — моласс, наложенных либо непосредственно на фундамент, либо на чехол срединных массивов. Однако межгорные прогибы не ограничиваются площадью срединных массивов, а часто выходят своими контурами за их пределы и поглощают смежные части самих складчатых систем, так что фундамент межгорных прогибов нередко оказывается гетерогенным.

Сами складчатые горные сооружения, их сводовые части на позднеорогенной стадии развития нередко испытывают некоторое растяжение с образованием эпиорогенных рифтов. Наиболее широко это проявлено в Северо-Американских Кордильерах, в пределах США, где в олигоцене—миоцене образовалась полирифтовая система области Бассейнов и Хребтов, а также рифт Рио-Гранде вдоль восточного обрамления складчатого пояса.

Наиболее далеко зашедшую стадию деструкции складчатого пояса выражает образование впадин внутренних морей типа морей Западного Средиземноморья — Алжиро-Прованского, Лигурийского, Тирренского, — в которых рифтогенез привел к новообразованию коры океанского типа. Эти впадины начали формироваться в олигоцене, после завершения основных складчато-надвиговых деформаций во внутренних зонах Апеннин и смежных альпийских складчатых систем региона, и они оказываются несогласно наложенными на их сложную складчато-покровную структуру. Начальную стадию образования подобных впадин можно видеть на примере Эгейского и Адриатического морей, а эмбриональную - на примере уже упоминавшейсяПаннонской впадины. В этих впадинах дело не дошло до полного разрыва континентальной коры и ее замещения океанской, а ограничилось ее утонением и некоторой переработкой. При этом Тирренская и Эгейская впадины располагаются в тылу Калабрийской и Эгейской вулканнческих дуг и соответствующих сейсмофокальных зон. Аналогичное положение занимает более древняя Черноморская впадина, возникнув тылу вулканической дуги.

Неприменение метода актуализма к интерпретации эволюции геосинклиналей — один из главных недостатков геосинклинальной концепции. Другим её серьезным методологическим недостатком является излишний детерминизм: в ней предполагается, что развитие подвижных поясов происходит по достаточно стройной схеме и в общем однообразно.

С появлением тектоники плит истолкование истории складчатых поясов получило принципиально новую, последовательно мобилистскую и актуалистическую основу. Вилсон предложил схему стадийности в развитии океанских бассейнов и течение цикла, позднее получившего в его честь название «цикла Вилсона». Она включает шесть стадий: 1) континентального рифтогенеза; современный пример — Восточно-Африканская рифтовая система; 2) ранняя; примеры — Красное море, Аденский залив; 3) зрелая; пример — Атлантический океан; 4) угасания; пример — эападная часть Тихого океана; 5) заключительная; пример — Средиземное море; 6) реликтовая (геосутура); пример — линия Инда в Гималаях. Для каждой стадии характерен определенный тип движений (поднятие, растяжение, сжатие, снова поднятие), тип осадков и магматитов.

Стадия Формации цикла Вильсона Цикл Бертрана
Континентальный рифтогенез Осадочные породы - терригенные, континентальные или мелководно-морские, с косой слоистостью, красноцветностью, часто соленосные. Мощности сильно увеличены. Магматические породы - результат восходящего потока мантийного вещества, дающего куполообразное поднятие. Варианты дальнейшего развития - кольцевые структуры, либо узкие грабенообразные прогибы. Если дело до рифта не доходит, то будут платформенные магматические комплексы (траппы, щелочные породы). Когда начинается формироваться собственно континентальный рифт, то изливаются контрастные серии базальтов и риолитов (двойственность источника магм), зачастую с повышенной щелочностью. Характерный метаморфизм не присутствует. Характерно линейное распространение всего комплекса континентального рифта. Прогибание, океанизация
Спрединг Триада Штеймана (офиолитовая ассоциация): осадочный слой (глубоководные осадки, чаще всего кремнистые - яшмоиды, реже хемогенные карбонаты), базальты (пиллоу-лавы базальтов и комплекс параллельных даек базальтов dike-in-dike), габброиды и ультраосновные кумуляты. Учитывая внутриплитность обстановки, сюда же входят комплексы горячих точек - различного рода базальты (обычно низкощелочные). Обстановка пассивной окраины - по сути, это реликты обстановок и структур континентального рифтогенеза (соли, например, системы ступенчатых сбросов, вулканиты). Собственно формации пассивных окраин - флишевые, олистолитовые, карбонатные органогенные (рифы, банки). Магматизм интрузивный, с повышенной щелочностью. Эвгеосинклиналь     Мигеосинклиналь, за исключением обстановок с маленькими мощностями отложений. Часть эвгеосинклиналей.
Субдукция Это комплексы активных континентальных окраин. Осадочные комплексы: комплекс аккреционной призмы - вулканомиктовые флишевые образования, глубоководные силициты и красные глины. Характерен метаморфизм голубых сланцев - фация небольших температур, но очень больших давлений. Магматические образования: для островодужной обстановки характерны дифференцированные серии средних пород, от базальтов, андези-базальтов до кислых. Характерна повышенная щелочность пород. По мере эволюции островной дуги известково-щелочной магматизм сменяется щелочным, Ca сменяется Na. Кроме того, чем ближе вулканизм к глубоководному желобу, тем менее щелочной магматизм. Эвгеосниклиналь
Коллизия Осадочные формации: молассовые, терригенные, обломочные. Типы моласс: вулканогенные и красноцветные терригенные. Вулканические комплексы имеются в основном кислый состав и повышенную щелочность. Интрузивные комплексы развиты сильнее вулканических - синорогенные и посторогенные гранитоиды. Широко развиты метаморфических пород, в основном низкотемпературных (глинистые сланцы, филлиты). Структурная особенность: складчато-надвиговое строение. Орогенез
Платформа Осадочные образования: континентальные терригенные и терригенно-карбонатные породы не очень больших мощностей. Отдельно выделяют комплекс тектоно-магматической активизации платформ: трапповые базальты, щелочной интрузивный магматизм, кольцевые структуры. Платформа

 


Дата добавления: 2018-04-04; просмотров: 306;