Во второй половине XIX столетия возникло представление о том, что складчатые системы закономерно зарождаются в пределах и в результате эволюции линейных зон интенсивного погружения и осадконакопления, получивших название геосинклиналей. Во второй половине XX столетия, включая 50-е годы, в рамках учения о геосинклиналях была разработана довольно стройная концепция стадийного их развития по пути превращения морского бассейна в складчатое сооружение - ороген.
Было выделено два этапа этой эволюции - собственно геосинклинальный, с преобладанием погружений, морского режима и мощного осадконакопления, и орогенный, с преобладанием поднятия и горообразования. В каждом из этих этапов стали различать две стадии в геосинклинальном этапе первая, раннегеосинклинальная стадия характеризовалась заложением морского бассейна, накоплением относительно глубоководных осадков, подводным основным вулканизмом (диабазы, спилиты, кератофиры), получившим от Г. Штилле название инициального и в общем отвечавшим верхней эффузивной части офиолитовых комплексов, в то время как нижняя его часть, представленная габброидами и гипербазитами, рассматривалась как интрузивная и более поздняя. Вторая, позднегеосинклинальная, стадия знаменовалась расчленением геосинклинального бассейна на частные прогибы и поднятия, накоплением флишевых и карбонатных толщ, подводным, отчасти наземным вулканизмом среднего-кислого состава, названным Г. Штилле субсеквентным и в целом соответствующим в современном понимании островодужному.
В орогенном этапе также различались две стадии - раннеорогенная, проявленная началом воздымания орогена, объединяющего прежние частные поднятия (островные дуги в современном смысле), отложением морских моласс в передовых и тыльных прогибах, гранитоидным плутонизмом, субаэральным средним и кислым вулканизмом, региональным метаморфизмом, и позднеорогенная стадия с усилением воздымания орогенов, сменой нижних морских моласс верхними, континентальными и грубообломочными, базальтоидным вулканизмом - финальным, по Г. Штилле
В свете последующих открытий, главным образом в области морской геологии, в этих представлениях обнаружились серьезные недостатки. Прежде всего они были основаны, особенно в интерпретации В.В. Белоусова, на фиксистских принципах, на отрицании какой-либо роли горизонтальных напряжений и движений растяжения и сжатия. В них не дается правильного определение характера геосинклинальных бассейнов на начальной стадии их развития вследствие неправильной интерпретации природы офиолитовых комплексов, неучета их тождества с корой океанского типа. Истолкование природы осадочных комплексов также не учитывает данных об их современных аналогах. 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
Когда к концу 60-х годов выяснилось, что офиолиты - не чти иное, как древняя океанская литосфера, представление о стадийности геосинклинального процесса претерпело определенную трансформацию, в частности в трудах сотрудников Геологического института АН СССР во главе с А.В. Пейве. Был сделан правильный вывод о том, что главным итогом развития подвижных геосинклинальных поясов является новообразование континентальной коры за счет океанской. Соответственно, раннегеосинклинальная стадия стала рассматриваться как океанская, позднегеосинклинальная - как островодужная, а с началом орогенного этапа стало связываться становление новой континентальной коры.
С появлением тектоники плит истолкование истории складчатых поясов получило принципиально новую, последовательно мобилистскую и актуалистическую основу. Дж.Т. Вилсон в 1968 г 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.
Дальнейшее развитие этих взглядов применительно к отдельным складчатым поясам и системам показало, что их развитие портекает сугубо индивидуально, весьма различными путями. Так, турецкий геолог Дж. Шенгёр недавно выделил 20 типов орогенов по условиям и истории их развития. Однако такое разнообразие не исключает проявления общих для эволюции всех орогнов тенденций и закономерностей. Общим является прежде всего начальное и конечное состояния: глубоководный бассейн с тонкой корой океанского типа превращается в конце концов в складчатое, точнее складчато-покровное горное сооружение - ороген с мощной, до 60-70 км, зрелой континентальной корой. Обстановка преобладающего растяжения и опускания сменяется в конце цикла обстановкой преобладающего сжатия и поднятия. азнообразие проявляется в различии условий заложения бассейнов океанского типа, условий формирования орогенов и особенно, как мы видим ниже, на средних стадиях развития подвижных поясов, когда в них наблюдается наиболее широкий спектр структурных элементов и их геодинамических соотношений. Поэтому интерпретация геодинамических обстановок этих стадий представляет наибольшие трудности и вызывает наибольшие разногласия среди исследователей. Рассмотрим все это подробнее.
Заложение подвижных (геосинклинальных в прежней терминологии) поясов. Выше уже говорилось о том, что существует два главных типа позднепротерозойских и фанерозойских подвижных поясов - межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальные пояса, к которым относятся Северо-Атлантический, Урало-Охотский, Средиземноморский и Арктический, заложены на зрелой континентальной коре среднепротерозойской Пангеи I в процессе ее рифтогенной деструкции. Они прошли в своем нормальном развитии две первые стадии цикла Вилсона - стадию континентального рифтогенеза африканского типа в рифее и стадию межконтинентального рифтогенеза красноморского типа в конце рифея - начале палеозоя. В первую стадию накапливались обломочные толщи озерно-аллювиального происхождения н излились бимодальные вулканиты - базальты, риолиты, щелочные разности. Во вторую стадию появляются эвапориты, затем морские терригенные и карбонатные осадки, а вулканиты принадлежит семейству толеитов. Начинается спрединг, но морской бассейн имеет еще ограниченную ширину - до 100 км или немногим более. Окраинно-континентальные подвижные пояса зародились на периферии Пангеи I, на ее границе с Панталассой. Их заложение могло протекать несколько по-разному, по крайней мере в трех основных вариантах. Один из этих вариантов тождествен описанному выше для межконтинентальных поясов и заключается в рифтогенезе с откалыванием от основного континентального массива глыб в несколько сотен километров в поперечнике, превращающихся в микроконтиненты - «бордерленды», в то время как между ними раскрывается глубоководный бассейн япономорского типа. Соответственно континентальные осадки сменяются морскими терригенными и терригенно-карбонатными толщами, а бимодальные вулканиты - толеитовыми базальтами.
Другая модель заложения окраинно-континентальных подвижных поясов заключается в новообразовании в океане, обычно на не очень большом (сотни километров) расстоянии от континента, энсиматической вулканической дуги типа Алеутской или Марианской, обычно вдоль трансформного разлома. В дальнейшем эта дуга может испытать расщепление с образованием остаточной дуги ближе к континенту и междугового бассейна, причем подобный процесс может неоднократно повторяться. Иллюстрацией этого варианта может служить район Филиппинского моря на западе Тихого океана. С появлением островной дуги по ее периферии вместо глубоководных илов начинают накапливаться граувакки, флиш, пирокластические осадки. Противоположный, континентальный, край бассейна чаще всего носит характер пассивной окраины с отложением шельфовых обломочных и карбонатных осадков.
В третьем варианте на краю континента закладывается зона субдукции и подвижный пояс начинает развиваться по андскому типу. Над зоной субдукции возникает энсиалическая вулканическая дуга, а в ее тылу окраинное море на сиалическом или симатическом, в случае проявления рифтогенеза, основании. В висячем крыле зоны субдукции начинает формироваться аккреционный клин, в энсиалическом окраинном море накапливаются мелководные, а в энсиматическом более глубоководные осадки.
Начальная стадия развития подвижных поясов . В схеме Вилсона эта стадия называется зрелой, и характерной для нее считается обстановка океана атлантического типа, т.е. довольно широкого спредингового бассейна, обе окраины которого относятся к пассивному типу. В действительности это не обязательно и свойственно лишь межконтинентальным поясам, да и то не всем, ибо в окраинно-континентальных поясах пассивной является лишь окраина собственно континента; противоположная, принадлежащая микроконтиненту или вулканической дуге, чаще всего бывает с самого начала активной.
На пассивной окраине на данной стадии формируется мощный обломочный клин, сложенный темноцветной сланцевой (в дистальной части с основными магматитами - диабазами, спилитами) и/или флишевой формациями. Таким огромным обломочным клином является верхоянский комплекс нижнего карбона - средней юры Верхояно-Колымской области, нижне- и среднеюрская сланцевая формация Большого Кавказа, меловая и нижнепалеогеновая формация Карпат и др. Мощность этих отложений измеряется многими (иногда более десяти) километрами.
В аридном климате существенная роль в сложении осадочной призмы пассивной окраины подвижного пояса принадлежит карбонатам, причем на внешнем краю шельфа нередко протягиваются баьерные рифы, а в их тылу накапливаются лагунные красноцветы, местами с солями. Такова, например, верхняя юра Большого Кавказа. На континентальном склоне и его подножии рифовые известняки сменяются карбонатным флишем с известковыми контуритами.
Зрелая стадия развития подвижных поясов. Эта стадия харакизуется максимальным усложнением геодинамической обстановки, которая может быть очень разнообразной, но в целом практически для большинства поясов близкой к западно-тихоокеанскому типу. В океанском бассейне на этой стадии может функционировать несколько осей спрединга (обычно возникающих разновременно), существовать несколько островных дуг, энсиматических и энсиалических, со своими зонами субдукции, глубоководными желобами над ними, преддуговыми, задуговыми и междуговыми прогибами, а также микроконтинентами. Соответственно наблюдается небольшое разнообразие типов осадков, среди которых наиболее характерны флиш и рифовые известняки.
В отличие от флиша континентальных склонов и подножий ранней стадии, песчаники которого обычно являются кварцевыми (счет сноса обломочного материала с платформ), этот флиш по составу граувакковый или туфогенный, поскольку имеет островордужное происхождение. Рифовые известняки могут венчать отмирающие островные дуги, внутриокеанские хребты типа современного Императорского в Тихом океане, и поднятия - плато типа поднятия Шатского, а также отдельные гийоты. Вулканиты в островных дугах эволюционируют от толеитов до шошонитов, но преобладают породы известково-щелочной ассоциации. Появляются малые, частично субвулканические интрузии кварцевых диоритов, гранитоидов, внедренные в основание вулканических дуг.
Континентальные окраины подвижных поясов могут на данной стадии принадлежать разным типам - атлантическому, западнохоокеанскому, андскому. Так, северная окраина Средиземноморого пояса - океана Тетис в мезозое принадлежала к западно-тихоокеанскому или андскому типу, а южная окраина оставалась пассивной, атлантического типа. При этом надо иметь в виду, что океанские окраины западно-тихоокеанского типа включают в качестве своего наиболее внутреннего элемента пассивные континенльные окраины типа современных шельфов Восточно- и Южно-Китайских морей. В процессе дальнейшего развития на них начинают надвигаться островные дуги, микроконтиненты или другие террейны, но это уже означает переход к орогенной стадии эволюции подвижных поясов.
Орогенная стадия развития подвижных поясов. Наступление этой стадии знаменуется окончанием спрединга, завершением поглощения океанской коры в зонах субдукции и установлением обстановки господства сжатия. Но эти условия не охватывают cpазу весь подвижный пояс, а обычно сначала его периферические или напротив, внутренние системы. В этих зонах происходит столкновение островных дуг или микроконтинентов друг с другом и в конечном счете с окраиной континента и в результате осадочные и вулканогенные толщи, слагающие их склоны, подвергаются интенсивным складчато-надвиговым деформациям с общим смещением в сторону континента. Большой Кавказ потому и представляет исключение в этом смысле, что он образовался в результате поддвига Закавказского микроконтинента под континент Евразии.
Рис. 12.9. Формирование складчатых зон юго-западной Японии в результате
последовательного столкновения активной континентальной окраины с
микроконтинентами Хонсю (на рубеже перми и триаса) и Куросегава (в конце юры -
начале мела). По М. Фору, Ж. Шарве и др., 1987:
1 - континентальная кора; 2 - океанская кора; 3 - литосферная мантия; 4 -
осадки; 5 - гранитоидные плутоны
Рис 12.10. Палинспастические профили через Южный Урал в палеозое (в современных
координатах запад слева), по В.Н. Пучкову, 1993.
Континенты: ВЕК - Восточно-Европейский (с силура - ЕАК, Еврамерийский), ККК -
Казахстано-Киргизский. Тектонические зоны: С - Сакмарская, М - Магнитогорская (И
- Ирендыкская островная дуга в ее пределах), ВМ - Восточно-Мугоджарская Д -
Денисовская, ВВ - Восточная вулканогенная. Мегазоны: ЗУ - Зауральская, ВУ -
ВосточноУральская. ПУ - Предуральский краевой прогиб. 1-3 - земная кора:
континентальная (1), переходного типа (2), океанская (3); 4 - аккреционные
призмы; 5 - осадочные комплексы; 6 - мантия; 7-8 - направление движения:
литосферных плит и материала мантии (7), тектонических покровов (8); 9 - главные
сутуры; 10 - вулканические дуги
Рис 12.11. Аккреция континентальной окраины в Новой Гвинее, столкновение с
Новобританской островной дугой. По Б. Берчфилу (1981), с изменениями.
НГ - Новая Гвинея; островные дуги: Новобританская (НБ) и Соломонова (СД); моря:
Арафурское (А), Бисмарка (Б), Соломоново (См); I - линия профиля. 1-4 - зона
аккреции: позднекайнозойские (1) и доэоценовые (2) островодужные вулканиты,
офиолиты (3), осадочные толщи (4); 5 - комплексы континентальной платформы; 6-
то же под морем, а также верхи осадочного чехла на северной окраине; 7 -
складчатость; 8 - современные зоны субдукции; 9 - надвиги; 10 - современный
островодужный вулканизм
Рис. 12.12. Семаильский офиолитовый аллохтон (С) в Горном Омане, надвинутый на
край Аравийской платформы. Внизу справа - датировки осадочных формаций,
офиолитов и базальных метаморфитов, определяющие время обдукции, которая
сопровождалась телескопированием формаций континентального склона в подстилающем
офиолиты аллохтонном комплексе Хавасина (X). По Б. Рейнгарту (1969), А.
Робертсону (1987), с изменениями,
1 - офиолитовый аллохтон (на карте) и надвиги; 2 - серпентинизированные
перидотиты; 3 - габброиды; 4 - комплекс параллельных даек (долериты); подушечные
базальты; 6 - аллохтонный комплекс Хавасина (формации континентального склона и
его подножия); 7 - блоки известняков; 8 - трансгрессивная серия неоавтохтона
Рис. 12.13. Главные шовные зоны складчатой области Тянь-Шаня, их деформация и
взаимодействие (по М.Г. Ломизе, 1993):
1 - каледонская Киргизско-Терскейская офиолитовая сутура; 2 - герцинская
Алай-Кокшальская офиолитовая сутура; 3 - альпийские разломы (в том числе
подновленные позднегерцинские разломы); 4-6 - главные континентальные единицы:
Северо-Тяньшаньская (4), Срединно-Тяньшаньская (5) и Южно-Тяньшаньская (6)
Подобные эпизоды частичной коллизии, предшествующие общему и окончательному замыканию подвижного пояса, обычно отвечают заключительным эпохам одного из циклов Бертрана или одной из крупных эпох диастрофизма в пределах этих циклов. Иногда, как отмечалось выше, отдельные сегменты пояса могут испытывать полное замыкание, как это произошло с западной частью Средиземноморского пояса в конце палеозоя и, возможно в конце протерозоя.
Для большей части Средиземноморского пояса и для восточной части Урало-Охотского пояса было характерно последова тельное откалывание микроконтинентов от их южных пассивных окраин путем спрединга с последующей коллизией этих микроконтинентов с северной континентальной окраиной пояса. Это и явилось причиной проявления в первом из названных поясов ранне- и позднекиммерийских эпох диастрофизма, а во втором - байкальской, салаирской, каледонской с закономерным смещением зон проявления этого диастрофизма с севера на юг.
Нечто подобное происходило и в Ниппонском сегменте Западно-Тихоокеанского пояса. Здесь, на юго-западе современной Японии, с северо-запада на юго-восток, т.е. в направлении современного океана, друг друга сменяют зоны позднегерцинской (конец перми - начало триаса), позднекиммерийской (конец юры - начало мела) и альпийской (предсреднемиоценовой) складчатости. Деформациям всякий раз подвергалось выполнение окраинных морей с корой океанского типа в результате столкновения очередного микроконтинента (Хонсю, Куросегава, Куросио) с окраиной континента, наращенной зоной предшествующей складчатости (рис. 12.9).
Аналогичный процесс представляет надвигание на край континента вулканических и невулканических островных дуг. Так, завершающий этап развития Уральской системы состоял в последовательном надвигании на окраину Восточно-Европейского континента начиная с середины девона все более восточных островных дуг, пока, наконец, в середине карбона не произошло столкновение со всей этой системой Казахского микроконтинента, т.е. межконтинентальная коллизия (рис. 12.10).
Следует отметить, что в тылу сталкивающихся с окраиной континента микроконтинентов или вулканических дуг может проявляться вторичный спрединг и могут возникать новые бассейны типа окраинных морей. Именно так происходило в упоминавшемся выше случае юго-западной Японии и во многих других.
В окраинно-континентальных поясах на данной стадии происходит наращивание (аккреция) края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. На таком фундаменте нередко образуются краевые вулканоплутонические пояса андского типа. Мощный и протяженный пояс подобного типа образовался вдоль восточной окраины Азиатского материка в среднем и позднем мелу вдоль западной окраины Северной и Южной Америки с конца юры.
Процессы регионального сжатия, вызванные столкновением микроконтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов (рис. 12.11). Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы. Перед фронтом таких покровов за счет их разрушения часто формируются олистостромы, нередко включающие в качестве своих элементов глыбы - олистолиты пород этих покровов, иногда огромных размеров (сотни, тысячи кубических километров), заключенные в глинистом матриксе - осадке бассейнов, куда под действием силы тяжести спускались эти покровы. В дальнейшем движении последние нередко перекрывают олистостромы - продукты своего же разрушения.
Микститами (лат. mixlum - смешанный) называются породы любого происхождения (в том числе, например, тиллиты), состоящие из смеси неокатанных обломков самых разных пород.
В подошве шарьяжей, особенно офиолитовых, часто встречаются микститы¹ другого, не гравитационного, а чисто тектонического происхождения, именуемые меланжем; в случае офиолитов серпентинизированный меланж, матрикс которого состоит из тонкоперетертого серпентинитового материала. Впрочем, меланж может в дальнейшем испытать переотложение и войти в состав олистострома, а олистостром - подвергнуться тектоническому дроблению и превратиться в меланж. Такие гибридные образования именуют «олистомеланжем».
Надо напомнить, что олистостромы не обязательно являются остатками шарьяжей. Они нередко образуются в подножии листрических сбросов пассивных континентальных окраин, как это было отмечено при исследовании западно-африканской окраины Атлантического океана.
Особый интерес представляют крупные офиолитовые покровы, непосредственно перекрывающие окраину континентов в результате обдукции, т.е. надвигания океанской литосферы. Особенно впечатляющи офиолитовые покровы Омана (рис. 12.12), где мощность офиолитовой пластины достигает 12 км (!). Обдуцированные покровы офиолитов наблюдаются также в ряде районов периферии Тихого океана - на Новой Гвинее, Новой Каледонии, на восточном Сахалине, в Олюторской зоне Корякии и на ее продолжении в восточной Камчатке. Известны случаи образования гранитогнейсовых куполов за счет разогрева и ремобилизации континентальной коры под малотеплопроводными офиолитовыми покровами.
В случае отсутствия обдуцированных офиолитовых покровов офиолиты выступают в виде меланжа или протрузий, т.е. диапировых внедрений, обязанных высокой пластичности серпентинитов, вдоль офиолитовых швов или сутур, маркирующих след столкновения литосферных плит. К этим же сутурам нередко приурочены ывходы глаукофановых сланцев - метаморфитов высокого давления - низкой температуры. Вдоль некоторых швов, особенно древних, выступают эклогиты и бластомилониты, более высокотемпературные образования. Иногда признаком сутуры является лишь резкий контраст между геологическим строением соприкасающихся по разлому блоков, а офиолиты вовсе отсутствуют или представлены небольшими выходами отдельных элементов офиолитовых комплексов. Это свидетельствует о полном поглощении океанской коры в зоне субдукции. Тем ценнее фиксация редких реликтов офиолитовых или глаукофан-сланцевых и эклогитовых комплексов. В ходе развития складчатой области офиолитовые сутуры могут претерпеть деформацию, а иногда активизируются в новой геодинамической обстановке совместно с более поздними структурными швами (рис. 12.13).
На орогенной стадии ядро формирующегося складчатого горного сооружения подвергается региональному метаморфизму до амфиболитовой фации и внедрению крупных плутонов гранитоидов, часто батолитовых размеров. В межконтинентальных, коллизионных орогенах это происходит за счет нагнетания и сопутствующего разогрева и плавления нижней части континентальной коры. В окраинно-континентальных орогенах типа Кордильер гранитно-метаморфическое ядро образуется над зонами субдукции, но обычно также при участии плавления нижней части континентальной коры в их висячем крыле. Гранитные батолиты - как правило, многофазные образования, формирующиеся на протяжении нескольких десятков миллионов лет. анние фазы являются гранодиоритовыми или граносиенитовыми, более поздние отличаются повышенной щелочностью. В целом эти гранитоиды отличаются от более ранних преобладанием К 2 О над Na 2 O.
Развитие межконтинентальных коллизионных орогенов может быть проиллюстрировано на примерах Альп и Гималаев (рис. 12.14), окраинно-континентальных, субдукциопных - Северо-Американских Кордильер и Анд (рис. 12.15).
Орогенную стадию (этап) часто разделяют на две подстадии или даже самостоятельные стадии: раннеорогенную и позднеорогенную. В раннеорогенную стадию горообразование идет в основном за счет тектонического скучивания, вызванного тангенциальным сжатием, к которому постепенно добавляется эффект метаморфизма и гранитизации. Эти процессы, как и складчато-надвиговые деформации центральной части сооружения, достигают кульминации именно на данной стадии. Но горный рельеф еще низкий или умеренный, поэтому обломочный материал, постугппощий с гор в результате их эрозии, еще мелкий. За счет этого материала отлагается сначала в морских, а потом в лагунных условиях нижняя, песчано-глинистая, нередко с участием пачек известняков и (или) эвапорптов моласса. Известняки и эваапориты отлагаются, видно, во время относительных пауз в воздымании орогена.
Рис. 12.14. Схема тектонической эволюции Западных Альп от раннего мела до современной эпохи. По Д. Авигаду, X. Шойену, Б. Гоффе, А. Мишару (1993). Структурные единицы: адриатического происхождения - Ивреа (Iv), Сезия (Se), Дан-Бланш (DB); пьемонтские (океанские) - «блестящие сланцы» (SL), офиолиты (Ор); европейского происхождения - Дора Майра (DM), Бриансонская (Вг), Гельветско-Дофинейская (HD). 1-2 - континентальная кора: европейская (1) и адриатическая (2); 3 - океанская кора и офиолиты; 4 - «блестящие сланцы»; 5 - граниты
Рис 12.15. Развитие окраинно-континентальнего (субдукционного) орогена в
Кордильерах Калифорнии. По Ж. Дебельмасу и Ж. Масле (1991), упрощено.
Буквы в кружках - главные фазы деформаций: Н - невадийская О - орегонская, Л -
ларамийская. 1 - континентальная кора; 2 - океанская кора; 3 - вулканические
формации островных дуг; 4-5 - осадочные формации: морские (4) и континентальные
(5); 6 - формация голубых сланцев; 7 - все невадийские формации без расчленения;
8 - гранитоиды; 9 - разрывы
На позднеорогенной стадии воздымание складчатого сооружения резко ускоряется. Теперь поднятие идет уже в основном за счет изостазии, поскольку к началу этой стадии кора приобретает резко повышенную, вдвое против обычной для платформ с равнинным рельефом, мощность. Такое большое пририащение мощности коры является следствием совокупности нескольких процессов - интенсивного, часто лавинного по А. П. Лисицыну осадконакопления, интенсивной вулканической деятельности с накоплением продуктов тектонического скучивания, регионального метаморфизма и, наконец, гранитизации. По мере остывания литосфера становится все более проницаемой для мантийных расплавов. Известково-щелочной вулканизм в коллизионных орогенах сменяется базальтовым. В окраинно-континентальных орогенах кордильерскогоо типа ближе к краю континента продолжают существовать краевые вулканоплутонические пояса, а базальтовый и (или) щелочной вулканизм проявляется в тылу последних. Общая обстановка тангенциального сжатия сохраняется, но в осевой части орогена на него нередко накладывается растяжение, могущее приводить к образованию эпиорогенных рифтов, с которыми и бывает связан базальтовый или щелочно-базальтовый вулканизм. В других случаях ороген расчленяется сдвигами - продольными, диагональными, поперечными; первые иногда имеют весьма значительную амплитуду. Складчато-надвиговые деформации сжатия продолжаются в эту эпоху на периферии орогена и в прилегающих частях передовых и межгорных прогибов. В самих этих прогибах, как и раньше, идет накопление моласс, теперь уже в основном континентальных и крупно- или даже грубообломочных, большой мощности.
Тафрогенная стадия развития подвижных поясов . Орогенная стадия обычно длится не более первых десятков миллионов лет; по окончании наступает релаксация напряжений тангенциального сжатия и оно сменяется растяжением. Горные сооружения как бы расползаются, нередко вдоль поверхностей надвигов, испытывающих обратные смещения и превращающихся в листрические сбросы. За счет этого они осложняются тафрогенами - грабенами, специфической разновидностью рифтов. Их классическими примерами являются позднетриасовые - раннеюрские грабены восточного склона Урала и Западной Сибири - Челябинский и другие, а таккже одновозрастные и однотипные структуры восточного склона Аппалачей и основания Приатлантической равнины США. Их выполняют континентальные угленосные, на юге красноцветные песчаники, перемежающиеся с покровами толеитовых базальтов. В определенном смысле эта стадия гомологична раннеавлакогенной стадии развития древних платформ.
Страница 19 из 23
Складчатые пояса континентов
Общая характеристика складчатых поясов. Крупные складчатые пояса, разделяющие и обрамляющие древние платформы, начали формироваться в позднем протерозое. Протяжённость складчатых поясов составляет многие тысячи км, а ширина обычно превышает тысячу км. Главными складчатыми поясами являются (рис. 8.16):
1. Тихоокеанский (Круготихоокеанский) - альпийский.
2. Урало-Охотский (или Урало-Монгольский) - герцинский.
3. Средиземноморский (или Альпийско-Гималайский) - альпийский .
4. Северо-Антлантический - каледонский .
5. Арктический - киммерийский .
|
Рис. 8.16. Главные складчатые пояса фанерозоя, по К.Сайферту, Л.Сиркину (1979), с изменениями. 1 – складчатые пояса (Т – Тихоокеанский, УО – Урало-Охотский, С – Средиземноморский, СА-Северо-Атлантический, А – Арктический); 2 – древние платформы (кратоны) и их фрагменты. |
Все перечисленные складчатые пояса возникли в своей основной части в пределах древних океанических бассейнов или на их периферии. Предшественником Урало-Охотского пояса был Палеоазиатский океан, Средиземноморского – океан Тетис, Северо-Антлантического – океан Япетус, Арктического – Бореальный океан. Свидетельством океанского происхождения складчатых поясов является присутствие в них офиолитов – реликтов океанской коры. Все названные океаны (кроме Тихого) были вторичными, образованными в результате раздробления и деструкции суперконтинента Пангея-I , объединявшего в среднем протерозое все современные древние платформы. В глобальном масштабе статистически намечаются определённые эпохи заложения бассейнов с океанской корой и окончания их развития с новообразованием континентальной коры – эпохи орогенеза.
Главными эпохами орогенеза являлись байкальская (в конце докембрия), каледонская (в конце силура - начале девона), герцинская (в позднем палеозое), киммерийская (в конце юры – начале мела), альпийская (в олигоцене – квартере). Они завершают циклы продолжительностью 150-200 млн лет, впервые выделенные в конце XIX века французским геологом М.Бертраном и поэтому получили название в честь его – циклы Бертрана .
Все складчатые пояса пережили более одного цикла Бертрана, и продолжительность их активного развития охватывает многие сотни млн. лет. Полный цикл эволюции складчатого пояса (от возникновения до закрытия океана) получил название цикла Вилсона (Уилсона), в честь одного из основоположников тектоники плит канадского геофизика Дж.Т. Вилсона, выделившего их в 1986 году. Циклы Вилсона проявляются в масштабе всего или почти всего пояса, в то время как составляющие их циклы Бертрана затрагивают лишь отдельные его части.
Циклы Вилсона (Уилсона) включают 6 стадий: 1) континентальный рифтогенез (пример, Восточно-Африканская рифтовая система); 2) ранняя стадия (Красноморский рифт); 3) зрелая стадия (Атлантический океан); 4) стадия угасания (западная часть Тихого океана); 5) заключительная стадия (Средиземное море); 6) реликтовая стадия или геосутура (линия Инда в Гималаях). Для каждой стадии характерен определённый тип движений (поднятие, растяжение, сжатие, снова поднятие), тип осадков и магматитов.
Существует два типа складчатых поясов: 1) межконтинентальные (или коллизионные); 2) окраинно-континентальные (или субдукционные).
После окончания активного развития складчатого пояса орогенный режим сменяется платформенным. Отдельные части поясов могут быть эродированы и перекрыты осадочным чехлом, превращаясь в плиты молодых платформ (например, северная периферия Средиземноморского пояса ныне занята Западно-Европейской, Скифской и Туранской плитами). Другие части пояса в новейшую эпоху испытывали повторное горообразование уже во внутриконтинентальных условиях (например, Урал, Тянь-Шань, Алтай и ряд других горных сооружений Урало-Охотского пояса. Нередко внутри будущих поясов в результате проявления двух циклов Бертрана рифтинг, спрединг, закрытие океанского бассейна и орогенез, а между ними субплатформенный режим, проявляются дважды.
Геосинклинальные складчатые пояса делят на большие и малые, различающиеся своими размерами и историей развития. Малых поясов насчитывают два, они расположены в Африке (Внутриафриканский) и в Южной Америке (Бразильский). Их геосинклинальное развитие продолжалось в течение всей протерозойской эры. Большие пояса начали свое геосинклинальное развитие позже -- с позднего протерозоя. Три из них -- Урало-Монгольский, Атлантический и Арктический -- завершили свое геосинклинальное развитие еще в конце палеозойской эры, а внутри Средиземноморского и Тихоокеанского поясов до сих пор сохранились обширные территории, где геосинклинальные процессы продолжаются. Каждый геосинклинальный пояс имеет свои специфические особенности строения и геологического развития, но есть и общие закономерности в их строении и развитии.
Наиболее крупными частями геосинклинальных поясов являются геосинклинальные складчатые области, внутри которых выделяют более мелкие структуры -- геосинклинальные прогибы и геоантиклинальные поднятия (геоантиклинали). Прогибы являются основными элементами каждой геосинклинальной области -- участками интенсивного прогибания, осадконакопления и вулканизма. В пределах геосинклинальной области могут быть два, три и более таких прогибов. Геосинклинальные прогибы отделены друг от друга приподнятыми участками -- геоантиклиналями, где в основном шли процессы размыва. Несколько геосинклинальных прогибов и расположенных между ними геоантиклинальных поднятий образуют геосинклинальную систему.
Примером может служить обширный Средиземноморский пояс, протянувшийся через все восточное полушарие от западного побережья Европы и северо-запада Африки до островов Индонезии включительно. Внутри этого пояса выделяют несколько геосинклинальных складчатых областей: Западно-Европейскую, Альпийскую, Северо-Африканскую, Индокитайскую и др. В каждой из этих складчатых областей выделяют много геосинклинальных систем. Особенно много их в сложно построенной Альпийской складчатой области: геосинклинальные системы Пиренеев, Альп, Карпат, Крымско-Кавказская, Гималайская и др.
В сложной и длительной истории развития геосинклинальных складчатых областей выделяют два этапа -- главный и заключительный (орогенный).
Главный этап характеризуется процессами глубокого опускания земной коры в геосинклинальных прогибах, являющихся основными участками осадконакопления. В это же время в соседних геоантиклиналях происходит воздымание, они становятся местами размыва и сноса обломочного материала. Резко дифференцированные процессы опускания в геосинклиналях и поднятия в геоантиклиналях приводят к дроблению земной коры и к возникновению многочисленных глубоких разрывов в ней, называемых глубинными разломами. По этим разломам с больших глубин поднимается вверх колоссальная масса вулканического материала, который образует на поверхности земной коры -- на суше или на океаническом дне -- многочисленные вулканы, изливающие лаву и извергающие при взрывах вулканический пепел и массу обломков горных пород. Таким образом, на дне геосинклинальных морей наряду с морскими осадками -- песками и глинами -- накапливается и вулканический материал, который то образует огромные толщи эффузивных пород, то переслаивается со слоями осадочных пород. Этот процесс происходит непрерывно в течение длительного опускания геосинклинальных прогибов, в результате чего накапливается многокилометровая толща вулканогенно-осадочных пород, объединяемых под названием вулканогенно-осадочной формации. Этот процесс происходит неравномерно, в зависимости от величины движений земной коры в геосинклинальных областях. В периоды более спокойного прогибания глубинные разломы «залечиваются» и не поставляют вулканический материал. В эти промежутки времени накапливаются меньшие по мощности карбонатная (известняки и доломиты) и терригенная (пески и глины) формации. В глубоких участках геосинклинальных прогибов осаждается тонкий материал, из которого образуется глинистая формация.
Процесс накопления мощных геосинклинальных формаций все время сопровождается движениями земной коры -- опусканиями в геосинклинальных прогибах и поднятиями в геоантиклинальных участках. В результате этих движений слои накопившихся мощных осадков подвергаются различным деформациям и приобретают сложноскладчатую структуру. Наиболее сильно складкообразовательные процессы проявляются в конце главного этапа развития геосинклинальных областей, когда опускание геосинклинальных прогибов прекращается и начинается общее поднятие, которое охватывает сначала геоантиклинальные участки и краевые части прогибов, а затем и их центральные части. Это приводит к интенсивному смятию в складки всех слоев, образовавшихся в геосинклинальных прогибах. Море отступает, осадконакопление прекращается и смятые в сложные складки слои оказываются выше уровня моря; возникает сложноскладчатая горная область. К этому времени -- к концу главного геосинклинального этапа -- приурочено внедрение крупных гранитных интрузий, с которыми связано образование многих месторождений металлических полезных ископаемых.
Геосинклинальные складчатые области вступают во второй, орогенный этап своего развития вслед за поднятиями, происшедшими в конце главного этапа. На орогенном этапе продолжаются процессы поднятия и образования крупных горных цепей и массивов. Параллельно с формированием горных гряд образуются крупные впадины, разделенные горными массивами. В этих впадинах, называемых межгорными, происходит накопление грубообломочных пород -- конгломератов и грубых песков, получивших название молассовой формации. Кроме межгорных впадин, молассовая формация накапливается и в краевых частях платформ, примыкающих к образовавшимся горным массивам. Здесь на орогенном этапе, возникают так называемые краевые прогибы, в которых происходит накопление не только молассовой формации, но и соленосной или угленосной формации, в зависимости от климатических условий и условий осадконакопления. Орогенный этап сопровождается складкообразовательными процессами и внедрением больших гранитных интрузий. Геосинклинальная область постепенно превращается в очень сложно построенную складчатую горную область. Окончание орогенного этапа знаменует окончание геосинклинального развития -- прекращаются процессы горообразования, складчатости, прогибания межгорных впадин. Горная страна вступает в платформенный этап, который сопровождается постепенным сглаживанием рельефа и медленным накоплением спокойно залегающих пород платформенного чехла поверх сложноскладчатых, но нивелированных с поверхности геосинклинальных отложений. Формируется платформа, складчатым основанием (фундаментом) которой становятся перемятые в складки породы, образовавшиеся в геосинклинальных условиях. Собственно платформенными являются осадочные породы платформенного чехла.
Процесс развития геосинклинальных областей со времени образования первых геосинклинальных прогибов до превращения их в платформенные области продолжался десятки и сотни миллионов лет. В результате этого длительного процесса многие геосинклинальные области внутри геосинклинальных поясов и даже целые геосинклинальные пояса полностью превратились в платформенные территории. Платформы, образовавшиеся внутри геосинклинальных поясов, получили название молодых, так как их складчатое основание сформировалось значительно позже, чем у древних платформ. По времени формирования фундамента различают три главных типа молодых платформ: с докембрийским, палеозойским и мезозойским складчатым основанием. Фундамент первых платформ сформировался в конце протерозоя после байкальской складчатости, в результате которой возникли складчатые структуры -- байкалиды. Фундамент вторых платформ сформировался в конце палеозоя после герцинской складчатости, в результате которой возникли складчатые структуры -- герциниды. Фундамент третьего типа платформ образовался в конце мезозоя после мезозойской складчатости, в результате которой возникли складчатые структуры -- мезозоиды.
В пределах областей байкальской и палеозойской складчатости, которые сформировались как складчатые области много сотен миллионов лет назад, большие площади покрыты достаточно мощным платформенным чехлом (сотни метров и первые километры). В пределах областей мезозойской складчатости, которые сформировались как складчатые области значительно позже (время проявления складчатости от 100 до 60 млн. лет), платформенный чехол смог образоваться на сравнительно небольших участках, а на значительных площадях поверхности Земли здесь обнажены складчатые структуры мезозоид.
Заканчивая описание строения и развития геосинклинальных складчатых поясов, следует охарактеризовать их современную структуру. Ранее было уже отмечено, что оба малых пояса -- Бразильский и Внутриафриканский, а также три из больших поясов -- Урало-Монгольский, Атлантический и Арктический -- давно закончили свое геосинклинальное развитие. В наше время геосинклинальный режим продолжает сохраняться на значительных площадях Средиземноморского и Тихоокеанского поясое. Современные геосинклинальные области Тихоокеанского пояса находятся на главном этапе, они сохранили подвижность до настоящего времени, здесь интенсивно проявляются опускания и поднятия отдельных участков, современные складкообразовательные процессы, землетрясения, вулканизм. Иная картина наблюдается в пределах Средиземноморского пояса, где современная Альпийская геосинклинальная область была охвачена молодой кайнозойской альпийской складчатостью и находится сейчас на орогенном этапе. Здесь самые высокие на Земле горные массивы (Гималаи, Каракорум, Памир и др.), которые до сих пор являются поставщиками грубообломочного материала в расположенные рядом межгорные впадины. В Альпийской геосинклинальной области еще достаточно часты землетрясения, иногда проявляют свое действие отдельные вулканы. Геосинклинальный режим здесь завершается.
Геосинклинальные складчатые области являются основными источниками добычи важнейших полезных ископаемых. Среди них наибольшую роль играют руды различных металлов: меди, свинца, цинка, золота, серебра, олова, вольфрама, молибдена, никеля, кобальта и др. К осадочным породам межгорных впадин и краевых прогибов приурочены крупные месторождения каменного угля, нефтяные и газовые месторождения.
Средиземноморский складчатый пояс пересекает территорию Северной Евразии в широтном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отделяя южную группу древних платформ (Африка, Аравия, Индия), до середины юры составлявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Восточно - Европейской, Сибирской, Таримской, Китайско-Корейской платформ. Внутреннее строение любого из складчатых поясов, в том числе и Средиземноморского отличается большой сложностью, поскольку представляет собой коллаж разнородных разноориентированных структурных элементов (обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов и их окраинных морей, внутриокеанских поднятий и т.п.), совмещенных в современной орогенической структуре. Средиземноморский пояс является представителем молодых складчатый сооружений. Основная часть его структуры формировалась в мезозойско-кайнозойское время и связана с историей развития и закрытия мезозойского океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Доказательством океанского происхождения является присутствие в современной структуре многочисленных выходов офиолитов - реликтов океанской коры, маркирующих швы столкновения различных блоков. Выделяются несколько возрастных групп поясов столкновения: поздне-палеозойский - Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский (триас-юра) - Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой - Центральный Памир, Малый Кавказ, палеоген-неогеновый - Карпаты.
Образование Тетиса сопровождалось деструкцией и раздроблением континентальных масс, поэтому среди складчатых структур пояса можно различить комплексы пород, сформировавшиеся на обеих окраинах океана - Гондванской и Евразийской. Внутри пояса располагаются многочисленные древние блоки - микроконтиненты, представляющие собой отторженцы фундамента, которые включены в покровно-складчатые структуры палеозоя. К ихчислу относятся палеозойские структуры Передового и Главного хребта Большого Кавказа, Дзирульский массив Грузии, Нахичеваньский блок Малого Кавказа, палеозоиды Северного Памира, Гиндукуша, Юго-Западного Памира. Среди этих блоков выделяются два типа: блоки Евразийского происхождения, различного генезиса, испытавшие складчатость в позднем палеозое и блоки Гондванского происхождения, преимущественно карбонатные (Нахичевань, Южный Памир). Мезозойские и кайнозойские комплексы, формировавшиеся на окраине Гондваны имеют, в основном, карбонатно-осадочный тип разреза (Внешний Загрос, Тавр), характерный для аридного климата. Их образование происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Евразийские блоки сложены, в основном, островодужными комплексами (Большой и Малый Кавказ) и юрскими угленосными формациями (Иран). Их формирование происходило в условиях гумидного климата.
Южная граница пояса проходит по фронту надвигов вдоль Загроса и Гималаев. Перед фронтом надвигов залегают мощные толщи платформенных осадочных отложений, начиная с позднего кембрия и до кайнозоя. Эти толщи представляют собой бывшую пассивную окраину Гондваны. Перемещение покровов на осадки пассивной окраины началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием предгорных краевых прогибов, заполненных молассами.
Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире, а также по краевым прогибам на границе с Восточно-Европейской платформой.
История формирования Средиземноморского пояса весьма сложная. Его заложение началось еще в позднем палеозое, когда южное обрамление Восточно-Европейской платформы испытало герцинский орогенез (в это время, например, был сформирован фундамент Скифской плиты). Начало мезозоя (T-J 1) характеризует относительно тектонически спокойную стадию, близкую к платформенной (это время формирования осадочного чехла Скифской и Туранской плит). Повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя (J 2 -K) привел к резкой активизации тектонических процессов и в конечном счете дал начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу.
Поскольку структуры, относящиеся к Альпийскому складчатому поясу лишь частично располагаются на территории Российской Федерации (Северный Кавказ), поэтому их строение рассматривается в очень сжатом виде.
Восточные Карпаты состоят из серии тектонических покровов, надвинутых в северо-восточном направлении на край Восточно-Европейской платформы. В строении этой покровной области выделяют три зоны:
Зона внешних покровов - представлены мел-олигоценовыми флишевыми и молассовыми толщами. Молассы тяготеют к самой периферии Карпат и по существу принадлежат краевому прогибу. Флиш представлен чередованием мергелей и чёрных сланцев. По своей геодинамической природе флишевые толщи представляют собой осадочную призму континентального склона и подножия вблизи пассивной окраины Восточно-Европейской платформы. Складчатые деформации во внешней зоне начались в миоцене и продолжаются до настоящего времени.
Центральная зона покровов отличается от внешней зоны тем, что среди мел-палеогеновых деформированных флишевых отложений эпизодически встречаются породы мезозойской (позднеюрской) океанической коры.
Внутренняя зона покровов или так называемая зона "утесов" характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Она представляет собой выходы на поверхность блоков позднетриас-юрских известняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных во флишевую матрицу. Сам флиш имеет меловой возраст. Кроме вышеперечисленных, присутствуют блоки древних, докембрийских метаморфических пород перекрытых мел-палеогеновой молассой. От внешних покровов внутренние отличаются более ранними деформациями - на рубеже раннего мела, а затем в миоцене.
К юго-западу цепь Карпат сменяется Закарпатской впадиной представляющей часть Пононской впадины. Внутри неё располагается пояс известково-щелочных вулканитов плиоценового возраста.
Формирование современной структуры Восточных Карпат и надвигооборазование является следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой. Движение покровов продолжается и в настоящее время, на что указывает существование глубинной сейсмофокальной зоны под Карпатами.
Горный Крым представляет собой складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Чёрного моря. В центральной части обнажаются триасовые и юрские отложения, на север возраст отложений постепенно омолаживается до неогена. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии (триас-нижняя юра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в который включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские вулканиты - базальты, андезитобазальты, шошониты. Лавы отделены от флиша несогласием и ассоциируют с кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. Излияния происходили как в наземной, так и подводной обстановке. Вулканиты принадлежат известково-щелочной серии островодужного типа. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими карбонатными отложениями. Юра согласна перекрыта меловыми и палеогеновыми существенно карбонатными мелководными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла собой шельфовую окраину Южной Европы.
Копетдаг. Складчатая система Копетдага ограничивает с юга Туранскую плиту. В ее структуре выделяются Копетдагское поднятие, Предкопетдагский прогиб, и примыкающая к ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область Копетдага возникла на месте мезозойско-раннекайнозойской пассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии. В строении области выделяются два типа разрезов:
1. северный, скрытый под чехлом Туранской плиты и выходящий на поверхность в Большом Балхане, представлен песчано-сланцевыми толщами, деформированными перед мелом;
2. южный - собственно Копетдагский тип, представлен непрерывной карбонатно-терригенной толщей от юры до миоцена, испытавшей складчатость в позднем кайнозое, характеризуется чередование мелководных известняков, мергелей, песчаников, глинистых сланцев, накапливавшихся в условиях континентального шельфа.
В тектоническом строении Копетдага просматривается крупная покровная зона по которой вышеназванные геологические комплексы перемещены в северном направлении и надвинуты на чехол Туранской плиты. Надвигообразование и основной этап деформаций фиксируется в середине миоцена.
Памир. Складчатые сооружения Памира сформированы в результате столкновения с Евразией Индийского континента. В этом отношении Памир сходен с Гималаями и Южным Тибетом и отличается от Кавказа. В целом складчатое сооружение Памира имеет дугообразную структурную форму, расположенную над самым северным выступом Индийского континента и представленное серией покровов, перемещенных в северном направлении. Наиболее важная в геологическом отношении граница представлена Таныманским разломом, отделяющим Северный Памир, бывшую северную окраину Тетиса, от Центрального и Южного Памира, породные ассоциации которых имеют Гондванское происхождение.
В структуру Северного Памира входят пластины представленные: 1) палеозойскими вулканическими толщами, среди которых выделяются как толеиты близкие к базальтам СОХ, так и известково-щелочные базаль-андезит-дацит-риолитовые островодужные комплексы в ассоциации с карбонатными и терригенными осадками, в том числе флишевого и олистостромового строения; 2) докембрийскими кристаллическими сланцами, парагнейсами, мраморами, представляющими собой фрагменты микроконтинентов; 3) разновозрастными породными ассоциациями хаотического строения, представляющие собой остатки аккреционной призмы.
В составе Центрального Памира выделяются два типа разрезов. Первый характерен для континентального подножия Гондваны и представлен мощной терригенной толщей палеозой-раннемезозойского возраста, большая часть которого составлена триасовым флишем (до 2 км по мощности). Второй представляет собой шельфовую часть окраины Гондваны, которая характеризуется, главным образом, карбонатными отложениями от венда до позднего триаса. Причленение Центрального Памира (обломка Гондваны) к Северному Памиру произошло в позднем триасе-ранней юре, одновременно с формированием аккреционной призмы Северного Памира.
Южный Памир состоит из двух подзон - Юго-Западного и Юго-Восточного Памира. Первый представляет собой блок докембрийских метаморфических пород с возрастом 2.7-1.0 млрд.лет. В позднем мелу эти породы были повторно метаморфизованы и прорваны гранитами. Юго-Восточный Памир сложен карбон-пермскими и триасово-юрскими отложениями гондванского типа (фрагмент пассивной окраины Гондваны). Разрез представлен известняками с покровами базальтов и глубоководными осадками.
Рушанско-Пшартская шовная зона соединяющая Центральный и Южный Памир представляет собой пакет, состоящий как минимум из четырёх пластин, каждая из которых имеет индивидуальные черты строения, возраст выведенных на поверхность пород от карбона до юры включительно. Наиболее характерны два типа разрезов. Первый представлен толщей карбон-пермских известняков, ассоциирующих с покровами базальтов, перекрытых граувакками триасового возраста. Этот тип разреза отвечает рифтогенному комплексу, связанному с расколом и раздвижением Гондванских континентов. Второй тип разреза характеризуется глубоководными отложениями (радиоляриты, кремнистые сланцы верхней перми, триаса, юры), местами отмечаются горизонты подушечных лав. В юрских отложениях прослеживаются олистостромовые горизонты с глыбами палеозойских известняков. Этот разрез типичен для батиальных условий континентального подножия и абиссальной равнины. Офиолитовые комплексы представляют фрагменты океанической коры раннемезозойского Тетиса. Формирование шовной зоны и основные деформации в ней проходили на рубеже юры-мела.
После присоединения Южно-Памирской части начался новый этап развития общей структуры современного складчатого сооружения Памира. С раннего мела получили широкое развитие красно- и пестроцветные обломочные отложения, субаэральные кислые и средние вулканиты, которые позже были прорваны крупными батолитами гранитов (с возрастом 100-130 млн.лет). Этот вулкано-плутонический пояс продолжается на юго-восток в Гималаи и представляет собой окраинно-континентальный пояс, располагавшийся некогда над зоной субдукции, в которой поглощалась кора океана Тетис. В олигоцене произошли мощные деформации, связанные со столкновением Индии с Евразией. В новейший неотектонический этап сформировалась современная конфигурация тектонических покровов и образовалась дугообразная структура современного Памира.
Таким образом, Памир - это аккреционно-складчатое сооружение, собранное из разнотипных континентальных, океанических, островодужных и иных блоков, спаявшихся в период с середины карбона по мел и деформированных в послеолигоценовое время.
Кавказ. Современная структура Кавказа сформировалась в миоцене. Орографически и геологически здесь выделяются поднятия Большого и Малого Кавказа, разделенные Рионской и Куринской впадинами. Большой Кавказ представляет собой серию чешуй разновозрастных пород. Он имеет ярко выраженную антиклинорную форму. Ядро Большого Кавказа сложено докембрийскими и палеозойскими толщами. В этом районе на поверхность выведен фундамент Скифской плиты. Среди выходов древних толщ намечаются две полосы, отвечающие Передовому и Главному хребтам. Для первого наиболее примечательны палеозойские офиолиты и островодужные комплексы, слагающие сильно сжатую структуру, безусловно соответствующую шовной зоне (сшивающей образования Макерского микроконтинента и континентальный фундамент Евразии). В девоне и раннем карбоне Передового хребта широко развиты олистостромы. Выше следуют континентальные, в том числе угленосные отложения среднего-позднего карбона и красноцветные терригенные толщи перми. К верхнему карбону и перми приурочен также известково-щелочной вулканизм. В строение полосы Главного хребта участвуют докембрийские метаморфические комплексы, которые соспоставляются с фундаментом Макерского микроконтинента. Породы фундамента прорваны плагиогранитами раннекарбонового возраста и с несогласием перекрыты позднепалеозойскими морскими отложениями. Наибольшей площади на Большом Кавказе занимают юрские и меловые толщи. Для нижне-среднеюрских отложений обычно подчеркивается две характерные черты: во-первых они состоят в основном из глинистых сланцев и, во-вторых включают большое количество лав. Наиболее древние из них имеют ярко выраженный известково-щелочной состав и представлены базальт-андезит-дацитовой серией. Их формирование связывают с функционированием Большекавказской островной дуги. Территориально эти острводужные вулканиты развиты в пределах Главном хребта и в его обрамлении. В центральной части Большого Кавказа широко развиты базальты свиты Гойхт и ее аналогов ранне-среднеюрского возраста. Они имеют толеитовую специализацию и по многим характеристикам отвечают базальтам СОХ. Очевидно, что эти породы отмечают условия растяжения, при которых, вероятно, произошло образование Большекавказского осадочного бассейна. Позднеюрские и меловые отложения представляют собой непрерывный осадочный разрез сформированный в его пределах и наиболее широко развиты в пределах Больщого Кавказа В составе разреза присутствуют глинистые толщи, отложения флиша, мергилистые осадки, маломощные кремнистые слои. Верхнемеловые и палеогеновые терригенные отложения флишегового строения распространены преимущественно по периферии антиклинория Большого Кавказа. Терригенный материал для формирования флишевых толщ мела и палеогена поступал с поднятий, окружавших Большекавказский бассейн с юга и севера.
Следующая структурная единица Кавказа – Закавказский кратонный террейн. Его фундамент обнажается в нескольких массивах, наиболее крупным из которых является Дзирульский. Контуры Закавказского террейна можно наметить лишь приблизительно, поскольку большая его часть перекрыта отложениями Куринской и Рионской впадин. Южная его граница совпадает с Севано-Акеринской офиолитовой зоной, представляющей собой шов по которому спаяны Закавказский и расположденный южнее Нахичеванский блок. Фундамент Закавказского массива имеет сложное и до конца не расшифрованное строение. В нем присутствуют породы метаморфизованные в амфиболитовой фации, зеленые сланцы, возникшие главным образом по основным эффузивам, встречаются мрамора и тела серпентинитов. Эти отложения несогласно перекрыты каменноугольными обломочными и угленосными толщами и прорваны гранитами. Нахичеванский блок также имеет древнее метаморфическое основание. Палеозойский разрез, перекрывающий метаморфиты выполнен исключительно осадочными породами с преобладанием известняков. Пермские отложения представлены типичными для южной окраины Тетиса водорослевыми и фораминиферовыми известняками. Этот блок рассматривают в качестве миогеоклинального террейна Гондванского происхождения.
Одним из наиболее принципиальных структурных элементов является Малокавказская вулканическая дуга. Она располагается в основном на цоколе Закавказского массива. Формирование дуги охватывает интервал от юры до позднего мела, до времени столкновения с Нахичеванским блоком. Комплексы слагающие Малый Кавказ имеют типичный для островной дуги состав. Они представлены дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовой серией. Причем на юге преобладают примитивные островодужные вулканиты ассоциирующие с относительно глубоководными глинистыми сланцами и известняками, а на севере часто проявляются более щелочные лавы в ассоциации с более мелководными вулканогенно-обломочными серями, что указывает на растяжение в тылу дуги и наличие окраинного моря, заполнявшегося терригенными породами. При такой интерпретации становится понятно, что современная структура Большого Кавказа образована на месте обширного морского бассейна, который возник в результате растяжения в ранней-средней юре и заполнялся обломочными толщами вплоть до раннего миоцена. Этот бассейн появился в тылу Малокавказской островной дуги и представлял собой типичное окраинное море. После коллизии Нахичеванского блока с Малокавказской островной дугой вся область Малого Кавказа, включая Закавказский массив и Нахичеванский блок была занята новой вулканической дугой - Аджаро-Триалетской. Максимум вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему вулканическому поясу прошли деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Новый этап вулканической деятельности относится к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии.
Складчатые пояса. Урало-Монгольский Альпийско-Гималайский (Средиземноморский) Тихоокеанский. 3. 1. 2.
Картинка 24 из презентации «Геологическое строение» к урокам географии на тему «Природа России»Размеры: 960 х 720 пикселей, формат: jpg. Чтобы бесплатно скачать картинку для урока географии, щёлкните по изображению правой кнопкой мышки и нажмите «Сохранить изображение как...». Для показа картинок на уроке Вы также можете бесплатно скачать презентацию «Геологическое строение.ppt» целиком со всеми картинками в zip-архиве. Размер архива - 3466 КБ.
Скачать презентациюПрирода России
«Районирование России география 9 класс» - Уральский. Варианты районирования в России. Северо- Кавказский. Районирование – важнейший метод изучения географии. Сопоставьте предмет науки и методы изучения. Северный. Западно- Сибирский. Поволжский. Северо- Западный. Варианты районирования. Дальне- восточный. 9 класс. Задание №1. Задание №3.
«Геологическое строение России» - Местами чехол отсутствует – щиты – выход кристаллического фундамента на поверхность. 1. Геологическая карта. Какие периоды были влажными на Земле? Древние участки - платформы. цель: Выявить основные этапы формирования земной коры на территории России. М Е З О З О Й С К А я.
«Россия на карте мира» - Граница России. Изменение геополитического положения России в сравнении с СССР. Символика России. Крупнейшие внешнеторговые партнеры России (с 1995 г.). Карта России. Карта политическая мира. Широко ты, Русь, по лицу Земли В красе царственной развернулася» И.Никитин «Русь». Доля стран во внешнеторговых связях России, %.
«Зоны в России» - Широколиственных лесов. Природные зоны. Тайги. Природных зон. Россия расположена в северном полушарии, занимает большую часть материка Евразия. Полупустынь, пустынь и субтропиков. Расположение. История открытия. Флора. Субтропические леса. Зона лесотундры. Арктические пустыни. Природные. Зона тундр.
«Зоны России» - Назови растение. Белый медведь. Кто я? Я - священное животное Древнего Египта. Суслик Хомяк Степная гадюка. Рысь Глухарь Снегирь Лось Соболь. Белка-летяга. По пустыне – сковородке, по колючкам босиком я иду с горбом-мешком. Станция «Зоологическая». Каштан. Природные зоны. Я – хозяин Арктики. Рассели животных по природным зонам.
Всего в теме 13 презентаций