Материал: геотектоника
46
протерозоя
вследствие
раскола
суперконтинента
Родинии
.
В
продолже
-
ние
длительного
развития
отдельные
части
складчатых
поясов
подвер
-
гались
орогенезу
,
в
котором
выделяются
следующие
основные
эпохи
:
байкальская
(
конец
докембрия
),
каледонская
(
конец
силура
–
начало
де
-
вона
),
герцинская
(
поздний
палеозой
),
киммерийская
(
конец
юры
–
на
-
чало
мела
),
альпийская
(
олигоцен
–
квартер
).
Эпохи
орогенеза
имеют
продолжительность
150–200
млн
лет
и
выделяются
в
качестве
циклов
Бертрана
(
французского
геолога
М
.
Бертрана
,
впервые
их
выделивше
-
го
в
конце
девятнадцатого
века
).
Полные
циклы
эволюции
складчатых
поясов
(
от
раскрытия
до
полного
закрытия
океанов
)
получили
название
циклов
Вилсона
.
Тихоокеанский
пояс
относится
к
окраинно
-
континентальному
,
или
субдукционному
,
типу
.
В
процессе
своего
формирования
складчатые
пояса
превращаются
в
горные
сооружения
(
орогены
),
на
месте
которых
под
действием
дену
-
дации
могут
образоваться
пенеплены
–
образующие
фундамент
плат
-
форм
.
Внутреннее
строение
складчатых
поясов
во
многом
зависит
от
их
типа
.
Однако
любой
пояс
представляет
собой
коллаж
(
мозаику
)
раз
-
нородных
структурных
элементов
–
обломков
континентов
,
островных
дуг
,
океанических
структур
разнообразного
типа
.
В
поперечном
на
-
правлении
пояса
делятся
на
складчатые
системы
,
находящиеся
между
микроконтинентами
,
или
срединными
массивами
(
или
между
ними
и
настоящими
континентами
).
Окраинные
складчатые
системы
,
погра
-
ничные
с
континентальными
платформами
,
часто
отделяются
от
них
передовыми
,
или
краевыми
,
прогибами
.
Иногда
складчатые
системы
надвинуты
на
десятки
и
сотни
километров
на
прилегающую
платфор
-
му
,
и
тогда
передовые
прогибы
отсутствуют
.
Отсутствие
передового
прогиба
может
быть
связано
с
поперечными
поднятиями
фундамента
прилегающей
платформы
.
Передовые
прогибы
закладываются
в
преде
-
лах
тыльных
частей
пассивных
окраин
континентов
,
в
зоне
внутреннего
шельфа
и
формируются
одновременно
с
поднятием
смежного
горного
сооружения
.
Первоначально
прогибы
могут
быть
выражены
относи
-
тельно
глубоководными
бассейнами
с
глинистым
или
глинисто
крем
-
нистым
осадконакоплением
.
Далее
в
соответствующих
климатических
условиях
может
начаться
накопление
эвапоритов
или
угленосных
толщ
.
С
усилением
скорости
поднятия
горного
сооружения
прогибы
начина
-
ют
заполняться
молассами
.
Погружение
прогибов
резко
усиливается
с
началом
непосредственного
надвигания
на
них
тектонических
покро
-
вов
,
продукты
разрушения
фронтальных
частей
которых
отлагаются
в
47
виде
олистостром
.
В
дальнейшем
надвигание
захватывает
и
внутренние
крылья
самих
прогибов
.
Внешние
зоны
периферических
складчатых
систем
расположены
на
фундаменте
прилегающей
платформы
.
Их
осадочный
комплекс
,
соответ
-
ствующий
образованиям
внешнего
шельфа
и
континентального
склона
,
обычно
сорван
с
фундамента
и
перемещен
на
десятки
и
сотни
километров
в
сторону
платформы
.
Возможно
,
что
надвиги
развиваются
унаследовано
от
листрических
сбросов
былой
пассивной
окраины
.
Границы
внешних
и
внутренних
зон
проводятся
обычно
по
первому
от
платформы
«
офио
-
литовому
шву
».
Ширина
внешних
зон
изменяется
от
нескольких
десят
-
ков
до
нескольких
сотен
километров
.
Отсутствие
проявлений
магматизма
дало
основание
Г
.
Штилле
выделить
их
в
качестве
миогеосинклиналей
.
Внутренние
зоны
складчатых
систем
характеризуются
наличием
офиолитовых
покровов
.
Они
располагаются
на
осадочных
образовани
-
ях
,
либо
непосредственно
на
их
кристаллическом
фундаменте
,
что
мо
-
жет
являться
результатом
обдукции
океанической
литосферы
.
При
этом
фундамент
может
испытывать
ремобилизацию
под
влиянием
экраниро
-
ванного
теплового
потока
.
В
результате
образуются
гранитогнейсовые
купола
.
В
составе
внутренних
зон
участвуют
осадочно
-
вулканогенное
выполнение
преддуговых
,
междуговых
и
тыльно
-
дуговых
прогибов
,
ис
-
пытавших
шарьирование
,
фрагменты
рифовых
построек
.
В
окраинно
-
континентальных
поясах
обращенное
к
океану
крыло
образовано
изоклинально
-
чешуйчатыми
надвиговыми
комплексами
ак
-
креционной
призмы
,
включающими
серпентинитовый
меланж
и
текто
-
нические
линзы
офиолитов
.
Вергентность
направлена
к
океану
.
Харак
-
терен
метаморфизм
высокого
давления
–
низкой
температуры
,
а
в
тылу
таких
зон
распространены
пояса
гранитных
батолитов
и
высокотемпе
-
ратурных
метаморфитов
.
Пространства
между
складчатыми
системами
,
занятые
микрокон
-
тинентами
(
срединными
массивами
)
в
процессе
орогенеза
могут
сохра
-
нять
свое
приподнятое
положение
,
образуя
массивы
,
в
других
случаях
их
фундамент
оказывается
перекрытым
осадочным
чехлом
,
сложенным
континентальными
или
мелководно
-
морскими
отложениями
относи
-
тельно
небольшой
мощности
.
Осадочный
чехол
неравномерно
дисло
-
цирован
с
образованием
складчато
-
блоковых
структур
.
Вместе
с
фунда
-
ментом
он
может
быть
прорван
гранитоидами
.
Значительные
площади
срединных
массивов
в
процессе
горообразования
погружаются
на
зна
-
чительную
глубину
и
превращаются
в
межгорные
прогибы
,
заполнен
-
ные
молассой
.
Эти
прогибы
в
процессе
своего
развития
могут
выходить
за
пределы
срединных
массивов
.
48
Развитие
складчатых
поясов
тесно
связано
с
их
типом
и
разделя
-
ется
на
несколько
стадий
.
Межконтинентальные
складчатые
пояса
за
-
ложились
на
зрелой
континентальной
коре
,
пройдя
(
в
соответствии
с
циклом
Вилсона
)
стадию
континентального
рифтогенеза
и
стадию
меж
-
континентального
рифтогенеза
(
красноморского
типа
).
Окраинно
-
континентальные
подвижные
пояса
зародились
на
пери
-
ферии
Родинии
на
границе
с
Пацификом
(
прообразом
современного
Ти
-
хого
океана
).
Рассматриваются
три
варианта
их
возможного
заложения
.
Первый
–
аналогичен
описанному
для
межконтинентальных
поясов
.
Второй
вариант
рассматривает
возможность
образования
в
океане
вбли
-
зи
континента
энсиматической
дуги
с
ее
последующим
расщеплением
и
образованием
остаточной
дуги
ближе
к
континенту
и
междугового
бас
-
сейна
.
Процесс
этот
может
повторяться
неоднократно
.
В
третьем
вари
-
анте
на
краю
континента
возникает
зона
субдукции
и
подвижный
пояс
начинает
развиваться
по
андскому
типу
.
В
схеме
Дж
.
Вилсона
начальная
стадия
развития
межконтиненталь
-
ных
поясов
называется
соответствующей
Атлантическому
океану
.
Зрелая
стадия
развития
близка
по
облику
к
западно
-
тихоокеанско
-
му
типу
.
На
этой
стадии
функционируют
несколько
осей
спрединга
,
не
-
сколько
островных
дуг
.
Орогенная
стадия
межконтинентальных
поясов
сопоставляется
с
коллизией
континентальных
сегментов
.
Коллизия
представляет
заклю
-
чительную
фазу
конвергенции
литосферных
плит
.
Она
начинается
тог
-
да
,
когда
с
поверхности
исчезает
пространство
между
континентами
,
занимаемое
океанской
литосферой
.
Но
кроме
такой
(
общей
)
коллизии
,
которая
происходит
в
конце
цикла
Вилсона
,
предваряя
ее
,
происходит
множество
частных
коллизий
(
столкновений
)
микроконтинентов
с
кон
-
тинентами
,
вулканических
дуг
с
микроконтинентами
и
континентами
,
вулканических
дуг
между
собой
.
Конечным
результатом
коллизии
явля
-
ется
складчато
-
надвиговое
сооружение
–
ороген
.
В
развитии
коллизии
выделяются
три
стадии
:
раннеорогенная
,
позднеорогенная
и
посторогенная
.
На
ранней
стадии
на
глубине
еще
продолжается
субдукция
океанской
литосферы
.
На
позднеорогенной
–
начинает
субдуцироваться
континентальная
кора
одной
из
плит
.
Часто
наблюдается
отрыв
нижней
части
слэба
субдуцируемой
океанской
ли
-
тосферы
и
всплытие
(
эксгумация
)
затянутой
в
зону
субдукции
конти
-
нентальной
коры
.
Постколлизионная
стадия
характеризуется
преоб
-
ладанием
общего
растяжения
,
снижением
(
выравниванием
)
рельефа
,
образованием
специфических
структур
–
листрических
сбросов
,
риф
-
тов
,
метаморфических
ядер
;
выведением
на
поверхность
глубоко
мета
-
49
морфизованных
пород
.
Продолжительность
коллизии
(
первые
десятки
миллионов
лет
)
в
несколько
раз
меньше
продолжительности
субдукци
-
онной
стадии
(
вместе
с
частными
коллизиями
).
Главной
особенностью
структуры
зон
коллизии
является
ярко
вы
-
раженная
дисгармония
в
деформациях
отдельных
слоев
литосферы
–
осадочного
чехла
,
верхней
и
нижней
коры
,
литосферной
мантии
,
объ
-
ясняющаяся
различной
реакцией
этих
реологически
отличающихся
ярусов
литосферы
на
общее
тангенциальное
сжатие
.
В
силу
этой
дис
-
гармонии
внутренняя
структура
орогенов
,
с
глубиной
упрощается
,
и
происходит
это
скачкообразно
,
вдоль
поверхностей
субгоризонтальных
срывов
(decollement, detachment)
,
приуроченных
к
основным
разделам
внутри
литосферы
.
Для
большинства
орогенов
характерно
асимметричное
строение
,
которое
проявляется
в
вергентности
их
складчато
-
покровной
структу
-
ры
,
а
на
глубине
–
в
поддвиге
одной
литосферной
плиты
под
другую
.
Верхняя
кора
орогенов
испытывает
максимальное
сжатие
и
при
этом
выжимается
вверх
и
растекается
в
стороны
,
образуя
шарьяжи
и
ретро
-
шарьяжи
.
Первые
отмечаются
на
субдукционной
стадии
,
а
вторые
–
на
коллизионной
.
Аллохтонные
пластины
сложены
кремнистыми
,
терри
-
генными
или
вулканогенными
породами
,
а
параавтохтон
–
карбонатны
-
ми
породами
,
сформированными
на
шельфе
.
Ретрошарьяжи
образуются
тогда
,
когда
аккреционная
призма
уже
является
зрелой
,
что
затрудняет
перемещение
горных
масс
.
Для
ре
-
трошарьяжей
характерны
меньшие
амплитуды
перемещения
,
хорошая
морфологическая
выраженность
при
относительно
простом
строении
.
Аллохтон
сложен
карбонатными
разрезами
.
Параавтохтон
–
кремнисты
-
ми
или
терригенными
.
Средняя
и
нижняя
кора
обычно
нагнетаются
в
осевые
части
соору
-
жений
,
и
это
обеспечивает
увеличение
мощности
коры
орогенов
.
Кроме
того
,
предполагается
наращивание
коры
снизу
за
счет
гидратирован
-
ной
в
процессе
субдукции
литосферной
мантии
.
Следствием
утолще
-
ния
коры
является
ее
изостатическое
всплытие
,
наиболее
интенсивное
в
позднеорогенную
стадию
.
Литосферная
мантия
при
коллизии
часто
отслаивается
от
коры
и
погружается
в
астеносферу
,
увлекая
за
собой
сходную
по
реологическим
свойствам
насыщенную
мафическим
ин
-
трузивным
материалом
и
испытавшей
эклогитизацию
самую
нижнюю
часть
коры
.
Важной
особенностью
внешних
зон
орогенов
является
значитель
-
ный
(
до
100
и
более
километров
)
поддвиг
континентальной
коры
под
орогены
.
При
этом
край
кратона
может
уходить
под
надвинутые
обра
-
50
зования
орогена
на
еще
большие
расстояния
и
глубину
.
Поверхность
кристаллического
фундамента
плавно
и
полого
погружается
в
сторону
орогена
(
Карпаты
)
или
это
погружение
осложняется
ступенями
,
огра
-
ниченными
сбросами
(
Аппалачи
),
либо
в
нем
развиваются
грабены
(
Ре
-
ногерцинская
зона
).
Заслуживает
внимание
также
появление
надвигов
обратного
общей
вергентности
наклона
,
образование
«
слепых
»
надви
-
гов
,
ответвляющихся
на
глубине
от
основных
поверхностей
срыва
и
за
-
тухающих
,
не
достигнув
дневной
поверхности
.
В
некоторых
регионах
(
Полярный
Урал
,
Альпы
)
впереди
и
параллельно
основным
складчато
-
надвиговым
сооружениям
,
отделяясь
от
них
молассовыми
передовыми
прогибами
,
протягиваются
относительно
короткие
и
невысокие
подня
-
тия
со
сравнительно
простой
складчатой
структурой
и
надвигами
часто
со
встречной
вергентностью
.
Их
образование
объясняется
передачей
импульса
сжатия
,
исходящего
из
коллизионного
шва
вдоль
пластичного
горизонта
в
разрезе
домолассового
комплекса
,
принадлежащего
той
же
пассивной
окраине
,
ее
проксимальной
части
.
В
тылу
внешних
зон
орогенов
кристаллическая
кора
уже
часто
ока
-
зывается
вовлеченной
в
деформации
и
образует
крупные
,
брахиформ
-
ные
антиформные
структуры
,
наклоненные
в
сторону
форланда
и
часто
надвинутые
на
основную
часть
внешней
зоны
,
покоящуюся
на
моноклинально
погружающемся
фундаменте
.
Обдукция
с
надвиганием
офиолитовых
покровов
на
пассивные
окраины
может
начинаться
еще
на
доколлизионном
этапе
в
связи
со
столкновением
энсиматической
вулканической
дуги
с
краем
континента
или
уходом
под
него
спредингового
хребта
.
При
обдукции
надвигаю
-
щаяся
пластина
океанской
литосферы
сильно
разогрета
и
поэтому
об
-
ладает
относительно
высокой
плавучестью
.
Об
этом
свидетельствуют
проявления
метаморфизма
,
достигающего
амфиболитовой
фации
в
по
-
дошве
пластины
и
близость
абсолютных
возрастов
этих
метаморфитов
и
офиолитов
.
Эти
признаки
не
обязательны
,
если
обдукция
происходит
в
результате
выжимания
океанской
литосферы
при
прямом
столкнове
-
нии
континентальных
блоков
.
Признаком
такого
генезиса
офиолитов
является
распространение
офиолитов
по
обе
стороны
коллизионного
шва
.
Офиолитовые
покровы
создают
теплоизоляционный
экран
над
от
-
носительно
легкоплавким
верхним
слоем
континентальной
коры
,
что
способствует
образованию
и
всплытию
гранитогнейсовых
куполов
.
В
некоторых
районах
были
обнаружены
породы
явно
континен
-
тального
происхождения
,
содержащие
минералы
(
коэсит
,
алмазы
)
,
об
-
разующиеся
в
условиях
сверхвысоких
давлений
,
указывающие
на
то
,
что
здесь
произошло
погружение
континентальной
коры
на
глубину
более