9.Основные структуры земной коры

Тектоническое районирование земной коры.Литосферные плиты,континенты и океаны-основные тектонические элементы земной коры.

Океаны и их основные тектонические элементы: срединоокеанический хребет, осевая рифтовая впадина, океаническая платформа (талассоплен),Океанические окраины: активные (желоб, акреционная призма, островная дуга, задуговый бассейн,), пассивные (континентальный склон, континентальное подножие).Микроконтиненты.

Континенты и их основные тектонические элементы.

Складчатые пояса, особенности их развития в ходе финальной коллизии структур океанов и их окраин. Байкальская, каледонская, герцинская, киммерийская и альпийская эпохи складчатости и возникновение соответсвующих им складчатых поясов - Урало-Монгольского, Альпийско-Гималайского, Перитихоокеанского и др.

Древние платформы (Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайская, Южно-Американская, Африканская, Индийская, Австралийская, Антарктическая); история их возникновения и строение (архей-нижнепротерозойский фундамент и рифей-фанерозойский осадочный чехол). Основные структуры древних платформ (фундамент и осадочный чехол,щиты, авлакогены, плиты, синеклизы, антеклизы, валы,краевые прогибы).

Молодые Западно-Сибирская,Туранская и Скифская платформы. Основные структуры молодых платформ.

Эпиплатформенные орогенические пояса и континентальные рифовые системы.

Тектонические карты.

Тектоническое районирование – это выделение естественных участков земной коры или тектоносферы на основе изучения слагающих геологических тел, историко-геологических и других особенностей их развития. Тектонические карты в зависимости от масштаба исследований делятся на глобальные, обзорные и региональные, а по содержанию - на общие и специальные.

Появление концепции тектоники литосферных плит принесло новую мобилистскую трактовку темпов и направленности формирования океанической коры и ее последующую переработку в кору континентальную. Появилась возможность сопоставить последовательные стадии циклического развития коры с различными геодинамическими обстановками. Эти обстановки могут быть прослежены в настоящее время в разных участках материков и океанов, островных дугах глубоководных желобах и многих других структурах Земли.Согласно Дж.Т.Вилсону, основой современного объяснения процессов развития земной коры, слагающей верхнюю часть литосферы, является представление о нескольких последовательных геодинамических этапах и стадиях формирования земной коры и слагающих ее регионов.К числу главных процессов их образования относятся спрединг,субдукция,коллизия,рифтогенез.Каждый из них приводил к возникновению определенного класса структур.

Подобная последовательность процессов формирования земной коры и слагающих ее тектонических структур (регионов) отражается на тектонических картах. В зависимости от масштаба и целей исследования применяются различные методы тектонического районирования и способов изображения тектонических структур штриховыми знаками и цветом разной тональности. Масштаб исследования определяет детальность тектонической карты. Например, на обзорных картах и схемах рисуются структуры крупных иерархий – континенты (платформы, складчатые пояса и др.), океаны (срединноокеанические хребты, океанические платформы), структуры пассивных и активных окраин.

Поскольку современные тектонические карты, являясь по содержанию геодинамическими, базируются на принципах тектоники плит и плюм-тектоники, на них изображаются как геодинамические структуры, так и их историко-геологические позиции. В пределах океанов по магнитным аномалиям второго слоя коры и возрасту перекрывающего их осадочного чехла районируются дно океанов и рассекающие их срединноокеанические хребты. На них показаны действующие и отмершие зоны спрединга, трансформные разломы, а также различные внутриокеанические поднятия. В складчатых поясах особое внимание уделяется возрасту финальной коллизии (завершенная складчатость), положению сутурных швов, внутреннему строению различных типов окраин. В древнейших докембрийских структурах фундамента платформ выделяется известная триада: гранитогнейсовые поля, зеленокаменные и гранулит-гнейсовые пояса. При районировании платформ возникают трудности одновременного изображения структуры фундамента и чехла, положения авлакогенов и рифтов, краевых и перикратонных прогибов и т.д. Обычно их отмечают по тональностьи окраски, изопахитам чехла и другими условными знаками.

На тектонических картах, если они отражают общую эволюцию структур, приходится накладывать друг на друга временные ситуации – режим формирования фундамента, рифтовый (авлакогенный) и плитный режимы с наложенными на них различными постплатформенными преобразованиями. Поэтому часто приходится составлять серию специализированных карт, каждая из которых отображает структуру региона. К их числу относятся плитотектонические и палинспатические, неотектонические и другие специализированные карты. При детальных исследованиях строятся структурно-формационные карты, каждый элемент которых представлен индикаторами геодинамических обстановок – формационно-геодинамическими комплексами или отдельными формациями. В современном тектоническом строении земной коры планеты участвуют различные по своему иерархическому положению структуры.

Литосферные плиты являются структурами высшего порядка.Литосфера состоит из ряда крупных и малых плит,отделенных друг от друга дивергентными,конвергентными и трансформными границами.

Принимая сейсмические пояса за границы плит, нетрудно выделить сами литосферные плиты. Они могут быть чисто океаническими или континентальными, или включать как океанические, так и континентальные регионы с соответствующим им строением земной коры. Главные литосферные плиты - Тихоокеанская, Северо-Американская, Евразийская, Африканская, Южно-Американская, Индо-Австралийская и Антарктическая. В их составе выделяются малые плиты – Наска, Кокос, Скоша, Филиппинская, Сомалийская, Аравийская, Китайская, Амурская и др. Наконец, вдоль границ между главными плитами, отражая из взаимодействия, возникает множество мелких блоков – микроплит (рис.9.1). Толщина плит меняется в широких пределах.

Рис.9.1.Районирование литосферных плит

Рис.9.2.Типы границ между плитами

Рис.9.3.Схема глобальных изменений толщин литосферы (Л.Э.Левину):1-2-толщины океанической литосферы (1-меньше 25 км,2-до 110км),3-4- толщины континентальной литосферы вместе с континентальными окраинами (3-25-150 км,4-150-35- км),5-аномально сокращенные (меньше 25 км в срединноокеанических хребтах,краевых морях,континентальных рифтах),6-7-аномально большие толщины (6- в океане -более 110-140 км,7- на континентах 350-400 км),8-зоны субдукции,9-зоны коллизии

Континенты и океаны - крупнейшими структурные элементы Земли. Они отражают строение важнейших категорий геодинамических структур. Это относится не только к их гипсометрической противоположности, но и строению. Разрезы океанической и континентальной коры различаются по многим показателям – составу, возрасту и строению коры и литосферы, а также различной вязкости астеносферы. Связующим звеном между ними являются переходные области – континентальные окраины. Подобное районирование подчеркивает общие тенденции развития земной коры от формирования коры океанического типа через ее переработку в кору промежуточного типа в пределах активных окраин и, наконец, возникновение регионов с корой континентального типа.

В зависимости от масштаба исследований возрастает детальность тектонического районирования с отображением структур низшего порядка.

В океанах это срединно-океанические хребты, рассекающие их магистральные трансформные разломы, абиссальные равнины, различные внутренние поднятия в океане.Переходные (промежуточные) области представлены различными типами окраин с сопровождающими их континентальным склоном, периокеаническими прогибами, глубоководными желобами, энсиматическими и энсиалическими вулканическими дугами и задуговыми бассейнами. Континенты так же имеют сложное внутреннее строение. Их составляют структуры фундамента древних и молодых платформ и коллизионные складчатые пояса, которые в соответствии с их возрастом, наращивают площадь континентов.

Рис.9.4.Основные тектонические структуры земной коры Мира:1-осевые зоны срединноокеанических хребтов,2-континентальные рифты,3-складчатые пояса,4-древние платформы,5-кайнозойский вулканизм,6-срединноокеанические хребты,7-глубоководные желоба,8- ложе океана

Подобная латеральная и временная последовательности формирования структур земной коры от океанического этапа через коллизионный приводит к формированию континентальных тектонических регионов – коллизионных складчатых поясов и платформ. На их основе формируются вторичные структуры-рифтовые и эпиплатформенные орогены, структуры горячих точек и полей, кольцевые структуры, астроблемы и метеоритные кратеры.При региональных и детальных тектонических изысканиях используется комплекс структурно-формационных методов. Они незаменимы при тектоническом и палеотектоническом районировании, особенно коллизионных складчатых систем, когда возникает необходимость выделения мелких тектонических подразделений.

Ниже приводится краткая характеристика основных тектонических единиц современной земной коры.

Океаны.Мировой океан занимает 70,8% поверхности Земли. В соответствии с размерами и строением составляющих его океанов Ю.М.Пущаровский выделяет четыре их категории: суперокеан Тихий, на долю которого приходится 49,7% от общей площади, мегаокеаны Атлантический (25,5%) и Индийский (21,1%), мезоокеан Северный Ледовитый (3,7%) и микроокеан, представленный Красноморским рифтом. Каждый из них отличается особенностями внутренней структуры и историей развития.

Формированию структур океанического ряда предшествует рифтогенез литосферы со сформировавшимся разрезом зрелой континентальной коры. Последующее растяжение рифтовой системы приводит к полному разрыву литосферы и образованию новой океанической коры в пределах осевой части рифта (рифт Красного моря). Дальнейшееее раскрытие приводит к возникновению океана.

Важнейшими структурами океана являются срединноокеанические хребты и абиссальные равнины, осложненные внутренними поднятиями.

Срединноокеанические хребты.Главными структурами хребта являются осевая рифтовая долина и крылья поднятия.По мере удаления от оси хребта возраст океанической коры удревняется, что подтверждено палеомагнитными наблюдениями и определениями абсолютного возраста базальтов.

Рис.9.5.Срединноокеанические хребты образуют планетарную систему внутриокеанических поднятий протяженностью более 60 тыс. км

В осевой части хребта, где формируется новая океаническая кора, разрез ультраосновной мантии наращивается массивными габброидами, накрывающим их дайковым комплексом диабазового состава и завершается базальтами. Подводные извержения базальтовой лавы сопровождаются гидротермальными процессами. С ними связано формирование “белых и черных курильщиков” – холмовидных поднятий, сложенных выпавшими из растворов сульфидами, сульфатами и карбонатами. Среди них минералы железа, свинца, цинка, меди и других металлов. Они получили название умбр.

Океанические платформы.В ходе спрединга с удалением от очагов магмагенерации,благодаря постепенному остыванию подкоровой части истощенной мантии,формируется литосфера. Более тяжелые ее массы вызывают погружение молодой океанической коры, увеличивая батиметрию океана. В результате формируется новый тип океанических структур – батиальные и абиссальные равнины (океанические платформы). Увеличение глубины океана зависит от возраста литосферы. Возраст современных срединноокеанических хребтов не выходит за пределы олигоцена, т.е. не превышает 30-35 млн.лет. Более древняя кора слагает абиссальные равнины.

Рис.9.6.Трансформные разломы и положение трансформных разломов в Тихом океане:1-Гавайско-Императорский хребет,2-7-возраст океанической коры в млн.лет,8-магнитные аномалии,9-трансформные разломы

Трансформные разломы являются важнейшим тектоническим элементом ложа океанов. Перпендикулярно рассекая срединноокеанические хребты они продолжаются на многие сотни и тысячи километров в пределы абиссальных равнин.Разломы обозначают направление движения литосферных плит и представляют сдвиги, амплитуда которых уменьшается с удалением от зоны спрединга.

Абиссальные равнины занимают большую часть территории океанов, где подстилаются более древней (доолигоценовой) корой. Их возникновение объясняется потерей ее плавучести в связи с охлаждением и наращиванием мощности литосферы. Глубина абиссальных равнин 4000-6000 м и глубже в пределах океанических котловин.Повсеместно абиссальные равнины перекрыты чехлом осадочных пелагических и абиссальных накоплений, стратиграфический разрез которых наращивается снизу по мере удаления от срединного хребта.

Важно отметить, что океанические отложения накапливались с минимальной скоростью. Поэтому их общая мощность обычно не превышает первой сотни метров.

Рис.9.7.Изменение толщины осадочного покрова Мирового океана

Океанические отложения в связи с их поглощением в зонах субдукции редко переходят в ископаемое состояние. Фрагменты океанических разрезов прошлого в виде сутур, сложенных офиолитовым формационным комплексом, известны только в составе коллизионных складчатых поясов. Обнаружение разрезов офиолитового комплекса – важнейший критерий палеорекон-струкций древних океанов.

Внутриокеанические поднятия. К числу элементов рельефа внутренних частей океана следует относить также краевые плато и плато-микроконтиненты – Рокол и Эксмут, Мадагаскар и др., расположенные обычно на небольшом удалении от континентов. Кроме них, внутри океана выделяются вулканические подводные горы (хребты), представленные цепью вулканических островов (Императорский хребет и Гавайские острова в Тихом океане и др.), отдельные вулканические постройки (острова), атолловые острова, погруженные, – гийоты. Встречаются авулканогенные поднятия (Шатского, Хесса и др.). Вулканические хребты и поднятия – следы горячих точек представлены - преимущественно вулканогенными формациями. В атолловых поднятиях вулканогенный разрез обычно наращивается карбонатными рифогенными формациями. В строении разрезов осадочного покрова микроконтинентов континентальные и мелководноморские формации сменяются более глубоководными.

Рис.9.8.В Тихом океане расположено более 20 тысяч островов вулканического происхождения

Континентальные окраины-области сопряжения океанов и континентов.Сопряжение океанов и континентов происходит путем формирования континентальных окраин. Внешняя граница океана проходит вдоль подножий континентальной окраины и осей глубоководных желобов. Название «континентальные окраины» является собирательным и включает самые различные строению и развитию области. Они составляют около 15% от всей площади океанов. Большинство исследователей выделяют два основных типа: пассивные (дивергентные) и активные (конвергентные) окраины. В каждом из них выделяются разновидности. Активные окраины развиты преимущественно по периферии Тихого океана, в северо-восточной части Индийского океана (Зондская дуга). В Атлантическом океане активные окраины формируются только вдоль его границы с плитами Скотия и Карибской. Молодые океаны сопрягаются с континентами по пассивным окраинам.

Пассивные окраины обозначают границу между континентами и молодыми Атлантическим, Индийским и Северным Ледовитым океанами. Тихий океан так же сопрягается с Антарктидой через пассивную окраину. За исключением Арктического бассейна и северных районов Атлантики ширина окраин не превышает 200 км. На северо-восточной Атлантике и на Евразийском шельфе окраины достигают 500 км. Подобное соотношение ширины объясняется особенностями их геологического строениея. При сопряжении океана с кратонами древних платформ – Индийской, Африканской, Северной и Южно - Американской пассивные окраины протягиваются непрерывными полосами вдоль береговой линии континентов, сопровождаемой относительно крутым континентальным склоном.

Рис.9.9.Строение океана и его пассивных окраин

Рис.9.10.Последовательность формирования пассивной континентальной окраины: I- IV - стадии развития с проградирующим покровом; V-VII – окраина рифового типа:1 – континентальная кора,2 – океаническая кора, 3 – боковая рифтовая впадина,4 - проградирующий покров,5 – турбидиты, 6 – срезание покрова,7 – кораллово-водорослевый риф, 8 – глубоководные отложения, 9 – солевые диапиры

Пассивные окраины древних платформ состоят из триады – шельф, континентальный склон и континентальное подножие.В строении осадочного покрова участвуют различные по составу и строению осадочные формации. В зоне шельфа они могут быть представлены мелководными терригенными или карбонатными отложениями, часто большой мощности. Вдоль бровки шельфа нередко развиты формации барьерных рифов. В пределах континентального склона и на континентальном подножии их сменяют накопления турбидных мутьевых потоков флишевых формаций. Они могут быть расслоены лавовыми потоками. Их максимальная мощность (до 10-15 км) приходится на континентальное подножье

Вовлечение в погружение края континента сопровождается накоплением мощных толщ мелководноморских терригенных или карбонатных формаций. В сторону океана их сменяют флишевые толщи, которые в свою очередь замещаются глубоководными океаническими отложениями. Подобные пограничные между континентом и океаном структуры назваются периокеаническими прогибоами (перикратонов). С ними связаны огромные по запасам месторождения нефти и газа.Позднее на стадии закрытия океана пассивные окраины обычно вовлекаются в складчатость, а их обращенная к океану часть входит в состав складчатого сооружения.

Активные континентальные окраиы, как и пассивные, являются связующим звеном между океаном и континентом. Они представляют регионы с интенсивной современной тектонической активностью. В историческом прошлом они известны с раннего протерозоя и прослеживаются на всех последующих рубежах.

Возникновение активных окраин знаменует начало закрытия океана, когда режим расширения океанического дна сменяется сжатием. Смена спрединга (расширение) и субдукции (сжатие) может развиваться одновременно в разных частях океана.

Зоны поглощения или активные континентальные окраины являются областями, где океаническая кора преобразуется в континентальную. Важнейший элемент структур поглощения - наклонные сейсмофокальные зоны Беньофа – глубинные наклонные поддвиги, проникающие в мантию до глубины 670 км и более. Вдоль этих планетарных разломов океаническая литосфера с погружением в мантию переплавляется, поставляя к поверхности новое поколение магматических расплавов.

В поперечном сечении активных континентальных окраин развиваются различные геодинамические структуры – глубоководные желоба, вулканические островные дуги, задуговые бассейны и микроконтиненты. Их сочетание позволило выделить два основных типа окраин: периконтинентальный, или восточно-тихоокеанский, и островодужный или западно-тихоокеанский.

Рис.9.11.Поперечное сечение активной окраины на примере зоны субдукции вдоль побережья Северной Новой Зеландии.

Западно-тихоокеанский тип континентальных окраин представлен тремя структурными элементами – глубоководный желоб, вулканическая островная дуга и задуговая котловина окраинного моря. Глубоководные желоба и островные дуги сопровождаются поясами сейсмичности, приуроченными к сейсмофокальной зоне Беньофа-плоскость которая трассирует положение погружающейся пластины океанической литосферы.Над ней возникают островные вулканические дуги. Важными элементами активной окраины являются аккреционный клин, преддуговый бассейн и сопряженная к ним внешняя невулканическая дуга (рис.9.11).

Разрез погружающейся океанической литосферы приводит к дегидратации и плавлению океанической коры, возникновению очагов магмагенерации. Поставка к поверхности магм и флюидов сопровождается ассимиляцией боковых пород, что приводит к формированию широкого спектра магматических пород, слагающих островные вулканические дуги.

Рис.9.12.Активная окраина Западно-Тихоокеанского типа с характерными для нее островной вулканической дугой и задуговым бассейном

Важным структурным элементом активных окраин являются задуговые котловины окраинных морей (рис.10.12). Их образование обусловлено процессами задугового растяжения коры. Среди них выделяются бассейны рифтингового и спредингового типа.

Первые, наиболее полно изученные на примере Японского моря, представляют рифтовые впадины, заложенные на континентальной коре. Последовательность их раскрытия включает появление рифтов в верхней коре и последующую трансформацию в субокеанические бассейны с полным разрывом коры. Важно заметить, что задуговые бассейны подобного типа развиты в краевой части континента, а сопряженные с ними вулканические дуги часто закладываются на отторженцах сиалической коры. Поэтому их вулканизм отличается пестрым составом и повышенными значениями кремневой составляющей.

Вторым типом задуговых бассейнов являются бассейны спредингового типа (Филиппинское,Японское и другие задуговые моря).Бассейны спредингового типа отдельны от океана островной дугой и характеризуются интенсивным развитием задуговых растяжений и корообразования.

Т ретий тип окраинных бассейнов - бассейны реликтового типа, образованные в результате возникновения внутриокеанической зоны субдукции, при которой отчлененная часть океанической коры превращается в задуговый бассейн (Алеутская котловина, отделенная от Тихоокеанской плиты одноименной дугой

Рис.9.13.Три типа конвергентных задуговых бассейнов Западно-Тихоокеанской активной окраины (по Е.Н.Меланхолиной с упрощением): 1 – палеоструктуры Восточно-Азиатского мезозойско-палеогенового аккреционного окраинно-континентального складчатого пояса, структуры современной континентальной окраины 2 – системы островной дуги 3 – желоба, участки начальной деструкции континентальной коры 4 – микроконтиненты, 5 – площади их раздробления, 6 – троги и грабены, задуговые бассейны с океанической корой 7 – реликтового типа, 8 – спредингового, 9 – рифтингового , 10 – оставленные островные дуги, 11 – Тихоокеанская плита; цифры в кружках: островные дуги I – Алеутская, II – Курило-Камчатская, III – Японская, IV – Рекю, V – Марианская, задуговые бассейны: А – Алеутский, Б – Бауэрс, К – Камандорский, Д – Дерюгина, ЮО – Южно-Охотский, Т – Татарский пролив

, Яп – Японский, Ям – Ямато, Тм – Тояма, Ц – Цусимский, О – Окинава, ЮК – Южно-Китайский, Ск – Сикоку, ЗФ – Западно-Филипинский, ПВ – Паресс-Вела, М – Марианский.

Таким образом, в поперечном сечении активных континентальных окраин наблюдаются различные сочетания субдукционных структур. Схождение островных дуг, как и закрытие задуговых бассейнов, дает начало образованию новой континентальной коры. Ее окончательное формирование завершается в ходе схождения континентов и общей коллизии континентальных окраин

Восточно-Тихоокеанский тип континентальных окраин возникает в условиях субдукции океанической литосферы под континент. Главной особенностью строения окраин этого типа является формирование мощных магматических серий над разрезом континентальной коры континента. Вулканические дуги насажены на край континента и сопровождают границу между континентом и океаном. С этой границей совпадает положение глубоководного желоба. В результате зона субдукции расположена под континентом.Поэтому в процесс магмагенерации вовлекаются не только океаническая литосфера, но и земная кора континента, что изменяет условия магмагенерации, расширяет спектр исходных, вовлеченных в этот процесс пород океанической и континентальной литосфер. Благодаря участию в магмагенерации континентальной коры состав магматитов отличается повышенной кремнекислотностью и щелочностью. Наряду с пестрым по составу магматизмом процессы приобретают более кислую специализацию на фоне развития гранитоидного плутонизма. Примером Восточно-Тихоокеанского типа континентальных окраин являются Кордильеры и Анды, вытягивающиеся полосой вдоль платформ. Их возникновение обусловлено субдукцией Тихоокеанской плиты под континенты.

Рис.9.14.Строение океана и его активной окраины Восточно-Тихоокеанского

типа:А-конвективные ячейки мантии,В-зона спрединга,С-субдукция под континент,Д-глубоководный желоб,G-активная окраина Восточно-Тихоокеанского типа

В геоморфологическом плане подобные окраины представляют собой горные системы, ограниченные со стороны континента краевыми прогибами или рифтами..

Активные континентальные окраины являются важнейшей категорией планетарных геодинамических структур. Именно в их пределах формируется континентальная кора, окончательное становление которой завершается в ходе коллизии и образования складчатого пояса. Каждый коллизионный складчатый пояс в своем развитии прошел стадию активной окраины. Поэтому их палеореконструкция имеет первостепенное значение.

Коллизионные складчатые пояса возникали в результате закрытия океанических бассейнов и вовлечения в коллизию структур собственно океана и его окраин.

Ранее развитие складчатцх поясов объясняли с позиций геосинклинальной теории.М.Бертран первым обосновал цикличност развития геосинклиналей и их превращение в складчатые области. По его мнению, геосинклинальный цикл состоит из четырех стадий – доорогенной, дофлишевой, флишевой и молассовой. Доорогенная стадия соответствовала раскрытию фундамента,дофлишевая-фазе некомпенсированного прогибания геосинклинального прогиба. Ее сменяли обстановки накопления глубоководных отложений флишевой формации. Развитие завершалось орогенезом и складчатостью, индикатором которых является молассовая формация. Развитие геосинклиналей в объеме четырех стадий было принято большинством геологов, а геосинклинальный цикл получил название циклов Бертрана. Им соответствуют байкальский, каледонский, герцинский, киммерийский и альпийский геосинклинальные циклы и соответствующие им по возрасту геосинклинальные складчатые пояса.В настоящее время под циклом понимают ряд сменяющих стадий развития: раскрытие океана за счет спрединга, его закрытие в ходе субдукции и, наконец, общую коллизию при столкновении сходящихся континентов.

Сейчас последовательность цикла Бертрана получила название как цикл Вилсона. Он охватывает историю любого палеоокеана или его ветвей и по продолжительности может быть самым различным.Эти циклы являются планетарными и по возрасту соответствуют возрасту байкальских, каледонских и других складчатых поясов. Одни из них моноциклические, другие – полициклические. Например, Урало-Охотский складчатый пояс сформировался в эпохи байкальского, каледонского и герцинского циклов, Северо-Атлантический – байкальского и каледонского, а в строении Альпийско-Гималайского пояса участвуют также и альпийские складчатые сооружения.

Выделяются также циклы низшего порядка или циклы Штилле. Их обособление может быть связано со схождением островной дуги с дугой, микроконтинентом или континентом, закрытием задугового бассейна или другим геодинамическим событием. Формирование любого складчатого пояса и составляющих его складчатых систем и зон происходит циклически, что является важнейшим факторов при разработке схем периодизации истории их развития.

Рис.9.15.. Главные складчатые пояса фанерозоя в современной структуре Земли: Межконтинентальные складчатые пояса: 1–Урало-Охотский (УО), 2 – Альпийско-Гималайский (АГ), 3 – Северо-Атлантический (СА). Окраинно-континентальные складчатые пояса:4 – Арктический (А), 5 – Тихоокеанский (Т),6 – древние платформы: I-III – Лавразийские (I – Северо-Американская, II – Восточно- Европейская, III – Сибирская); IV – Китайские; Гондванские V – Южно-Американская, VI – Африкан ская, VII – Индийская, VIII – Австралийская, IX – Антарктическая. Складчатые пояса возникли в ходе закрытия палеоокеанов Азиатского (УО), Тетис (АГ), Япетус (СА), Бореального (А), Пейсифик (Пацифик) - (Т) в результате коллизии океанических и окраинно-континентальных структур при схождении континентов.

Согласно теории тектоники плит, субдукция океанической литосферы завершается ее поглощением, замыканием (закрытием) океанического бассейна с последующим схождением континентальных окраин и, наконец, столкновением континентов. Финалом этого длительного процесса является образование новой континентальной коры, представленной орогеническим складчатым поясом с его многопокровной шарьяжной внутренней структурой.

В ходе финальной коллизии в соприкосновение вовлекаются структуры, расположенные на тысячи километров друг от друга. В составе возникшего при этом покровно-складчатого пояса опознаются древние метаморфические формации фундамента краев сходящихся континентов, аллохтонные формации окраинных морей и островных дуг, микроконтинентов. Осью орогена является реликтовый рубец – геосутура (сутурная зона, сутурный шов) – шов замкнувшегося океана, сложенного формациями разреза океанической литосферы. В рамках теории тектоники литосферных плит различают два основных типа орогенических поясов. Первый представлен окраинно-орогеническими поясами, сопровождающими границу между континентом и океаном. Второй объединяет межконтинентальные орогены, возникшие в ходе схождения континентов.

Внутреннее строение складчатых поясов весьма сложное. В ходе коллизии в соприкосновение вовлекаются самые разные структуры континентальных окраин и примыкающие к ним части платформ. Примером такого строения является Урало-Охотский и Альпийско-Гималайский складчатые пояса. Главная их особенность - полицикличность формирования, когда в их строении участвуют байкальские, каледонские, герцинские, киммерийские и альпийские складчатые сооружения.

Окраинно-континентальные складчатые пояса расположены на краю континентов и формируются в условиях субдукции океанической литосферы под континент. Примером могут служить горные сооружения западного побережья обеих Америк (Кордильеры и Анды). Схождение океанической и континентальной литосфер приводит, с одной стороны, к субдукции океанической литосферы, а с другой, - благодаря нарастающим напряжениям сжатия, поддвигу континентальных кратонов под складчатый пояс по зонам внутриконтинентальной субдукции. Этим объясняется их сложное внутреннее строение.

В результате со стороны океана в ходе субдукции продолжается надстраивание края континента мощными вулканическими постройками, а в тело коры внедряются огромные массы гранитных плутонов. За поясом вулканизма благодаря внедрению мантийного диапира в поднятие вовлекаются окраина платформы. Сводовая часть поднятия испытывает растяжение с образованием рифтовых впадин. Давление континентальной плиты и ее поддвиг под ороген приводят к возникновению наклонной зоны континентальной субдукции и образованию краевого прогиба.

Таким образом, в состав орогена вовлекаются подвергнувшиеся коллизии структуры континентальной окраины, а также края континента. Ширина орогенического пояса может достигать более 1000 км. Например, по западному краю Америки он включает Кордильеры и Анды, плато Колорадо и Восточные скалистые горы.

Межконтинентальные орогенические пояса возникают в условиях сходящихся континентов,распологаясь между ними. Среди них выделяются линейные и мозаичные складчатые системы.Линейноскладчатые орогены, располагаясь между кратонами древних платформ, характеризуются огромной протяженностью (Альпийско-Гималайский, Уральский, Южно-Тянь-шаньский, Каледоно-Апалачский и другие складчатые пояса) при незначительной их ширине. Основу складчатого пояса составляют формации собственно океана (офиолитовые комплексы), островных дуг и задуговых бассейнов. Микроконтиненты развиты спорадически. Такие орогены образуют складчатые пояса с многопокровной, часто моновергентной, внутренней структурой. Наклон покровов и шарьяжных пластин часто наследует направление зон Беньофа.

Важнейшим признаком орогенов является появление парных метаморфических поясов, представленных сопряженными зонами низкотемпературного высокобарического глаукофан-сланцевого и высокотемпературного, вплоть до амфиболитовых фаций, метаморфизма с полингенезом и анатексисом.

В зависимости от морфологии примыкающих кратонов наряду с линейными складчатыми системами (Урал, Южный Тянь-Шань) встречается дугообразная конфигурация складчатых систем (Апенины, Альпы, Карпаты, Памир), что объясняется выступами пододвигающейся континентальной плиты. Подобный эффект клина создает выступ Индостанской платформы, по периферии которой формируется дугообразная система гор Каракорум-Памир. Перед клином Аравийской плиты возникли дуги Малого Кавказа. Часто подобная дугообразность является вторичной.

Мозаичные орогенические системы отличаются от вышеописанных более сложным внутренним строением. Мозаичность таких поясов подчеркивается невыдержанным, часто перекрещивающимся простиранием складчатых зон, нередко их торцовым сопряжением. Причиной подобной зональности является широкое развитие в их составе различных по размерам и возрасту микроконтинентов – отторженцев (блоков) древней континентальной коры, входивших ранее в состав континентальных окраин. Сопряженные с ними образования островных дуг и задуговых бассейнов в ходе коллизии приобретали ориентировку, подчиняющуюся морфологии более жестких глыб микроконтинентов. Примером таких структур являются складчатые сооружения Центрального Алтая, Саян и Центральной Азии.

Ориентировка складчатых поясов может быть нарушена позднейшими сдвигами, вдоль которых возникали горные хребты (Восточно-Ферганский и Алтынтаг).

Многолетнее изучение складчатых поясов, особенно выполненное в последние годы непрерывное сейсмическое профилирование отраженными волнами, позволило обосновать огромное по своим масштабам горизонтальное перемещение горных масс. Получило свое подтверждение покровно-складчатое строение орогенов, представляющих системы аллохтонных пластин. Многопокровная структура орогенов дополнительно осложнена послешарьяжной складчатостью, гранитоидным магматизмом разных генераций и системами интенсивных сдвиговых дислокаций. Важно отметить, что подошва континентальной коры орогенов, совпадающая с поверхностью Мохо, не отражает сложную дисгармонию их внутренней структуры. Поверхность Мохо обычно образует депрессии под горами и нередко смещается вдоль глубинных разломов.

Изучение внутренней структуры складчатых поясов показало, что латеральное перемещение литосферных плит по астеносфере не является единственной формой проявления горизонтальных движений в этих областях. Они фиксируются на разных уровнях континентальной коры – вдоль поверхности Мохо и выше, охватывая преимущественно нижнюю половину разреза коры.

Среди поднятий наблюдаются все переходы от складчато-покровных сооружений до глыбово-складчатых. Их морфологитя зависит от степени консолидации и состава субстрата (строение коры) и интенсивности стрессовых напряжений. При интенсивном стрессе и меньшей метаморфизованности субстрата возникают контрастные, часто островершинные горные системы (Памир, Кавказ, Кордильеры и др.). И наоборот, чем древнее и более консолидированнее субстрат и (или) действие горизонтального сжатия и гораздо удаленнее источник стресса, тем “массивнее” горное сооружение, оно менее расчленено и в нем преобладают глыбовые составляющие морфоструктуры (Восточные Саяны, сложенные кристаллическими породами).

Орогенные коллизионные системы являются историческими категориями с характерным для них резким преобладанием восходящих движений, контрастностью структур, высоким градиентом и большой мощностью осадочного выполнения впадин, сменой во времени бимодальных магматических серий существенно щелочными базальтоидными. Время их формирования соответствует эпохам орогений и завершающейся складчатости – байкальской, каледонской, герцинской, киммерийской и альпийской. Аналогичные структуры возникали также в эпохи архейской и раннепротерозойских орогений. Однако по ряду признаков они существенно отличались от фанерозойских.

По мере реализации глубинной энергии, поддерживающей тектоническую активность орогенов, происходят консолидация континентальной коры и эрозия горных сооружений. Они превращаются в предельно выравненные структуры, конечной стадией развития которых является пенеплен. Образование пенеплена завершает длительный путь становления континентальной коры, что приводит к возникновению нового поколения континентальных структур – древних и молодых платформ с характерным для них пассивным тектоническим режимом.

Сложное внутреннее строение коллизионных орогенов отражено в составе слагающих их формаций. На ранней коллизионной стадии в условиях нарастающего сжатия в пределах окраин формируется система линейно-вытянутых поднятий (кордильер) и межкордильерных прогибов. Последние зачастую представляют взброшенные по надвигам аллохтоны. Вдоль их фронта формируются олистостромовые комплексы – отторженцы надвигающихся блоков коры окраинного типа. При обдукции в бассейны погружаются выдвинутые блоки океанической коры. Такие формации получили название “дикий флиш”. Далее в глубь прогиба их сменяют типичные флишевые формации.

В ходе последующей коллизии складчатая система вступает в завершающую орогеническую стадию развития, что отражено в появлении мелководных терригенных формаций. По мере роста орогена их сменяют грубообломочные терригенные накопления молассовых формаций.

Особое место в строении коллизионных орогенов занимают микроконтиненты (срединные массивы). На раннеорогенной стадии они могут подвергаться рифтогенной деструкции, а возникающие при этом грабены заполняться вулканогенно-обломочными, а позднее даже карбонатными формациями. Нередко срединные массивы полностью накрываются осадочным чехлом. На заключительной орогенной стадии массивы вовлекаются в орогенез, что сопровождается накоплением моласс, щелочным и субщелочным магматизмом.

Возникновение коллизионных складчатых систем завершает историю развития океанов.Тихоокеанский и Арктический (?) окраинно-континентальные пояса связаны с коллизией активных окраин Пацифика и Тихого океана. Урало-Охотский, Северо-Атлантический и Альпийско-Гималайский межконтинентальные пояса образованы в ходе закрытия Палеоазиатского океана, палеоокеанов Япетус и Тетис. История их развития, как и формирование складчатых поясов и систем, носило циклический характер в объеме соподчиненных циклов Вилсона, Бертрана и Штилле.

Внутреннее строение складчатого пояса отражает последовательность схождения и последующей коллизии структур континентальных окраин, что может выражаться в самых различных их сочетаниях. К примеру, Тихоокеанский коллизионный пояс, формировавшийся с перерывами в течение фанерозоя, образован благодаря схождению с континентами островных дуг и задуговых бассейнов. Не случайно в его составе присутствуют сооружения каледонского, герцинского, киммерийского и альпийского циклов.

Более сложное строение имеют межконтинентальные пояса. (Урало-Охотский и Альпийско-Гималайский), формирование которых складывалось из последовательности ряда фанерозойских циклов (см. рис.24.23). В ходе байкальской коллизии сформировался Енисейско-Саянский пояс, нарастивший Сибирский кратон. Каледонский орогенез привел к формированию Колыван-Томского пояса, причленившегося к Енисейско-Саянскому. Внутри Палеоазиатского океана благодаря схождению островных дуг и микроконтинентов, возник Казахский микроконтинент, обрамленный в герцинское время Зайсан-Гобийским и Урало-Туркестанским океаническими бассейнами. И только в ходе позднепалеозойской финальной коллизии произошло окончательное становление Урало-Охотского пояса, спаявшего воедино Русскую, Сибирскую и Китайскую платформы, т.е. возник Евразийский континент. Альпийско-Гималайский пояс также состоит из сопряженных разновозрастных складчатых систем, возникших в ходе развития океанов Палеотетис, Мезо- и Неотетис в фанерозое.

Рис.9.16.Схема тектонического районирования Азии (составлена на основе литературных источников):1а – древние платформы (кратоны): I – Восточно-Европей-ская, II – Сибирская, III – Китайская, IV – Индийская, V – Австралийская. Микроконти-ненты. Межконтинентальные коллизионные складчатые пояса, возникшие в ходе закрытия и финальной коллизии структур палеоокеанов: 1 – Азиатского; 2 – байкальский Енисейско-Саянский пояс (1);

3 – каледонские Колыван-Томский (2); Джунгаро-Балхашский (3); Киргизско-Терскейский (4); 3 – герцинские Зайсан Гобийский (5), Уральский (6); Южно-Тянь-Шаньский (7) и Южно-Мон-гольский (8) складчатые пояса; океана Тетис (5 – каледоно-герцинские Наньшаньский (9); Цинлиньский (10); Куэньлуньский (11); Северо-Памирский (12); аропамизский (13) складчатые пояса Палеотетиса; 6 – киммерийско-альпийские складчатые пояса Мезо- и Неотетиса (14); окраинно-конти-нентальные (аккреционные, субдукционные) складчатые пояса, возникшие в ходе аккреции структур активных окраин Тихого океана: 7 – каледонский Катазийский пояс (15), 8 – киммерийские Верхояно-Чукотский (16), Таймырский (17) и Сихоте- Алиньский (18) пояса; 9 – кайнозойские пояса; 10 – авлакогены рифты; 11 – срединноокеанические хребыты; 12 – субокеанические впадины, в т.ч. задуговые; 13 – литосфера Тихого и Индийского океанов; 14 – пассивные окраины континентов; 15 – зона внутриконтинентальной субдукции; 16 – зона субдукции океанической литосферы, сопровождаемая глубоководным желобом и островной дугой; 17 – сбросы, надвиги; 18 – офиолиты.

Восстановление последовательности формирования коллизионных орогенов является важнейшей задачей региональной геотектоники. Орогенный этап развития складчатых поясов начинается с момента завершения субдукции и полного поглощения океанической коры. Эта стадия «мягкой» коллизии обычно сопровождается столкновением структур, входящих в состав активных континентальных окраин. Нередко в это время происходит обдукция коры океана и задугового бассейна. Фронт обдуцированных покровов офиолитовых литокомплексов сопровождается возникновением олистостромов, часто наблюдаемых в составе флишевых формаций. Важно отметить, что эти процессы начальной коллизии происходят в морских условиях расчлененного рельефа.

Позднее, с нарастанием стрессовых напряжений «мягкая» коллизия сменяется «жесткой», подвижный пояс вступает в собственно орогеническую стадию, финалом которой является возникновение и становление орогенического пояса. В этот период кульминации стрессовых напряжений происходит тектоническое скучивание земной коры на разных уровнях, ее срыв вдоль поверхности Мохо, перераспределение горных масс нижней коры, реализованных в итоге в возникновении многопокровной структуры пластичных складчатых зон и разделяющих их «жестких» массивов-микроконтинентов. Процесс сопровождается метаморфизмом и гранитизацией.

Скучивание новообразованной земной коры, ее изостатическое всплывание приводят к возникновению орогена – страны с четко обозначенным горным рельефом. Именно на этом этапе максимального стресса надвигаются пластичные массы на микроконтиненты, а складчатые пояса - на примыкающую к нему платформу. Образуются краевые прогибы. Широко развиваются многокилометровые сдвиговые деформации.

На заключительном этапе орогенез сопровождается возникновением прогибов и впадин, выполненных молассовыми, эффузивно-терригенными красноцветными и сероцветными контитентальными и терригенно-карбонатными морскими и, даже, эвапоритовыми формациями. Реже отмечаются базальтовая формация. Некоторые исследователи выделяют их в качестве структур промежуточного типа, предваряющих начало формирования платформенного чехла.

Континентальные платформы-наиболее изученный структурный элемент литосферных плит. Платформы образуют следующий за коллизионными орогенами класс планетарных структур. Последовательность их развития подчеркивается снижением тектонической активности во времени, что позволяет выделять две главные стадии эволюции платформенных структур.

В их строении всегда могут быть выделены кристаллический или складчатый фундамент и осадочный чехол. Фундамент образован разрезами зрелой континентальной коры, возникшей на коллизионной стадии развития с сопровождающими ее завершающей складчатостью, магматизмом и метаморфизмом. В соответствии с возрастом фундамента различают древние и молодые платформы. Фундамент первых представлен древнейшими архей-раннепротерозойскими породами с высокой степенью метаморфизма и гранитизации. Основание молодых платформ слагают структуры коллизионных складчатых поясов мезозоя-протерозоя-палеозоя.

Рис.9.17.Древние платформы (щиты- белое,осадочный чехол- серое)