32 Тектонический режим, формации и магматизм эпигеосинклинальной раннеорогенной подстадии

Эпигеосинклинальная орогенная стадия является заключительной в геосинк­линальном цикле и сменяется всегда платформенным режимом. Длительность орогенной стадии обычно меньше длительности собственно геосинклинальной стадии и составляет, как правило, около одной трети общей длительности этапа, т. е. порядка 30-40 млн. лет.

Раннеорогенная подстадия. К началу орогенной стадии большая часть геосинклинальной системы представляет собой низкую сушу, на которой завершилось формирование континентальной коры. Это центральное поднятие. Погружения сохраняются лишь на окончаниях системы, где обособляются так называемые периклинальные прогибы, а также на стыке систем, где возникают поперечные прогибы, и иногда в их центральных частях, в остаточных прогибах.

Основная же часть геосинклинальной системы испытывает плавное воздымание и растяжение, которое осложняется подвижками по зарождающимся сбросам. Вдоль сбросов к поверхности начинают подниматься остаточные расплавы гранитных батолитов. Происходит первая вспышка наземной вулканической деятельности, при которой образуется вулканогенная формация сложного состава - непрерывная базальт-андезит-риолитовая. Палеотипные аналоги этой формации в доальпийских геосинклиналях называются порфировой формацией (например, девон Центрального Казахстана). Г. Штилле называет этот магматизм субсеквентным, т. е. последующим по отношению к инициальному или начальному офиолитовому магматизму ортогеосинклинальной стадии. В состав порфировой формации входит очень характерная игнимбритовая субформация. Извержения обычно начинаются с кислых пород, а базальты появляются позднее, когда разломы достигнут базальтового слоя коры или мантии.

С наземными вулканитами часто ассоциируют субвулканические тела того же состава и небольшие интрузии гранитоидов (гранодиоритов и плагиогранитов). Вместе они образуют вулкано-плутоническую ассоциацию, распространенную в виде краевых вулкано-плутонических поясов, примерами которых являются Охотско-Чукотский вулканический пояс вдоль восточного побережья Азии или Андский пояс вдоль западного побережья Южной Америки.

Краевые вулканические пояса образуются вдоль границ тех частей геосинклинального пояса, которые находятся на разных стадиях своего развития - главной ортогеосинклинальной и заключительной орогенной. Эти пояса подстилаются сейсмофокальными зонами ВЗБ, которые в своей верхней части полого погружаются под континент под углом порядка 30°. Такое выполаживание характерно для периодов орогенеза, чем и объясняется большая ширина зоны вулканической активности. Сейсмофокальная зона является одновременно и магмогенерирующей, но магма на пути к поверхности изменяет свой состав под воздействием континентальной коры. Поэтому крупные батолиты таких поясов в значительной мере являются продуктами переплавления гранитного слоя более древней континентальной коры.

По мере разрастания орогена и скачкообразного смещения (перескока) зоны ВЗБ в сторону океана происходит соответствующая миграция и краевых вулканических поясов. Так, Охотско-Чукотский пояс в кайнозое сменился Западно-Камчатским, а Западно-Камчатский - Центрально-Камчатским и затем Восточно-Камчатским, который и ныне сохраняет высокую активность. В отмирающем поясе наблюдается смена андезитового (и более кислого) вулканизма базальтовым, как это произошло в Охотско-Чукотском поясе на рубеже мела и палеогена. Вулкано-плутонические пояса часто осложняются грабенами-рифтами (например, грабен Срединной долины Камчатки или грабен Центральной долины Чили в Андах).

Одновременно с вулкано-плутоническими поясами (которые могут отсутствовать) по обе стороны центрального поднятия орогена образуются довольно узкие прогибы шириной несколько десятков километров. Прогиб с внешней стороны орогена, обращенный к платформе, называется краевым или передовым прогибом. Обычно внутреннее крыло этого прогиба развивается над внешней зоной миогеосинклинали, а внешнее крыло - над перикратонным опусканием платформы. Прогиб, расположенный с внутренней стороны орогена, называется тыльным прогибом. Он приурочен к разлому, который отделяет геосинклиналь от срединного массива.

На ранней подстадии прогибы обоих типов заняты морскими бассейнами и заполняются отложениями нижней молассовой формации, которую называют также морской в отличие от более грубой и в основном континентальной молассы позднеорогенной подстадии. Нижняя моласса характеризуется в целом трансгрессивным залеганием. В основании она состоит из красноцветных валунных конгломератов, которые являются продуктами размыва центрального поднятия. Вверх по разрезу они сменяются сероцветной песчано-глинистой толщей, которая накапливается при трансгрессии моря. Эта толща отличается от флиша своей более крупной цикличностью (метры-десятки метров вместо дециметров-первых метров) и отложением осадков в мелководных условиях, часто с богатой донной фауной. Выше по разрезу, благодаря продолжающейся трансгрессии, нижняя моласса постепенно переходит в морскую карбонатную или глинисто-карбонатную формацию, которая отделяет нижнюю молассу от верхней и представлена известняками, доломитами и мергелями. В краевых прогибах распространена также формация барьерных рифов, сложенная органогенными известняками, которые часто содержат залежи нефти и газа.

Рост центрального поднятия и интенсивное погружение краевых и тыльных прогибов приводят к постепенной изоляции их бассейнов от открытого моря. В аридном климате это приводит к накоплению эвапоритовой формации, которая включает залежи каменных и калийных солей. В гумидном климате образуются бассейны эвксинского типа с сероводородным заражением, в которых накапливается битуминозная формация типа майкопской серии Кавказа. Эта формация состоит из темных битуминозных глин или глинистых сланцев, обогащенных нефтепродуцирующим органическим веществом. По мере роста центрального поднятия, которое постепенно превращается в горное сооружение, краевые и тыльные прогибы заполняются продуктами размыва этого поднятия, мелеют и превращаются в аллювиальные равнины, лишь иногда заливаемые морем. В условиях гумидного климата на таких паралических равнинах идет интенсивное торфонакопление, которое дает начало залежам угля и образованию угленосной формации.

Таким образом, нижняя моласса выступает в качестве своеобразной надформации, которая в зависимости от присутствия вулканических пород, солей, углей или битуминозных глин может включать субформации – вулканогенную, эвапоритовую, угленосную и битуминозную. Мощность нижней молассы измеряется тысячами метров.

31 СТРУКТУРЫ ОРТОГЕОСИНКЛИНАЛЬНОЙ СТАДИИ

Срединными массивами называются блоки земной коры, которые расположены во внутренних частях геосинклинальных областей, но развиваются независимо от прилегающих участков геосинклинальной области. Выделяют два типа срединных массивов: 1) остаточные и 2) ядра ранней консолидации.

Остаточные срединные массивы образуются в предгеосинклинальную и раннегеосинклинальную подстадии в результате континентального рифтогенеза на окраинах континентов, когда от материков отделяются пластины континентальной коры. Эти пластины превращаются в микроконтиненты, которые пассивно участвуют в последующем геосинклинальном процессе. Таким образом, остаточные срединные массивы представляют собой глыбы или блоки более древних пород, не переработанные тектоническими движениями и магматизмом последующей стадии. Поэтому в плане складчатые структуры более молодого возраста как бы обтекают остаточные массивы. Примером может служить Родопский массив в Болгарии.

Второй тип срединных массивов называется ядрами ранней консолидации и образуется в орогенную стадию в средних частях геосинклинальных областей. В отличие от первого типа, эти массивы участвуют в геосинклинальном процессе, но, во-первых, испытывают меньшие деформации по сравнению с краевыми частями геосинклинальной области и, во-вторых, перед их переходом в платформенное состояние обособляются раньше краевых частей. Примерами могут служить Колымский, Центрально-Казахстанский и другие срединные массивы. Им свойственны все особенности строения и состава, характерные для структур орогенной стадии, поэтому они будут рассмотрены в следующем разделе.

Глубинными разломами называются региональные разрывы земной коры, которые имеют очень большую длину (сотни и тысячи километров), большую глубину заложения (десятки и сотни километров) и длительное время оказывают влияние на тектонический режим развития прилегающих блоков земной коры. Как правило, они разделяют крупные структурно-формационные зоны с различным режимом развития, в том числе, с разными типами или подтипами земной коры. Термин "глубинные разломы" пред­ложен А.В. Пейве в 1945 г.

Глубинные разломы, в отличие от приповерхностных разрывов, образуют зоны шириной от нескольких до десятков километров. В этих зонах наблюдаются продольные диагональные разрывы, кливаж, интенсивная складчатость, сланцеватость и другие проявления дислокационного метаморфизма. Примерами глубинных разломов могут служить Главный Уральский разлом длиной более 2000 км, Джалаир-Найминская зона в Казахстане длиной 700 км, рифтовые зоны на дне океанов длиной десятки тысяч километров и др.

Глубинные разломы являются обычно крутопадающими или вертикальными. Однако при детальных геофизических исследованиях установлено, что на глубине 10-15 км и более многие глубинные разломы выполаживаются.

По глубине проникновения глубинные разломы делятся на коровые, литосферные и мантийные.

Коровые глубинные разломы нарушают строение всей толщи земной коры и затухают в надастеносферном слое. Надежным их признаком является приуроченность к ним крупных батолитов гранитоидов, а также смещение поверхностей Мохо и Конрада.

Литосферные глубинные разломы нарушают строение литосферы и затухают в астеносфере. Это наиболее распространенные глубинные разломы. Их надежными признаками являются связь с современным или палеовулканизмом, приуроченность к ним тел гипербазитов, концентрация в этих зонах гипоцентров землетрясений, а также смещение поверхностей Мохо и Конрада.

Мантийные сверхглубинные разломы проникают в астеносферу и устанавливаются по глубине гипоцентров землетрясений. Очень четко такие разломы фиксируются на активных окраинах континентов в виде сейсмофокальных зон Беньофа (сверхглубинных поддвигов), в которых очаги наиболее глубокофокусных землетрясений находятся на глубинах 650-720 км.

По условиям формирования, т.е. по динамическим и кинематическим признакам, среди глубинных разломов различают глубинные сбросы, взбросы и сдвиги, т.е. разломы, образующиеся соответственно в условиях растяжения, сжатия и горизонтального смещения блоков земной коры. Однако в чистом виде ни один из этих типов глубинных разломов обычно не проявляется. Если в условиях растяжения глубинные сбросы сопровождаются раздвиговой составляющей, то образуются рифтогенные структуры (раздвиги). В условиях сжатия глубинные взбросы могут преобразоваться в глубинные поддвиги (при субдукции) или покровы (при обдукции).

Глубинные сбросы образуются в предгеосинклинальную подстадию при растяжении земной коры. Обычно это происходит на крупных сводовых поднятиях древних платформ, где глубинные сбросы обрамляют рифтогенные структуры и сопровождаются раздвигами (например, Восточно-Африканская рифтовая система, Байкальский рифт и т.д.). Кроме того, глубинные сбросы образуются в раннегеосинклинальную (океанскую) подстадию при растяжении геосинклинальной системы и также в сочетании с раздвигами (рифт Красного моря, рифты СОХов и т.д.).

Глубинные взбросы, поддвиги и покровы (шарьяжи) образуются при сжатии в позднегеосинклинальную (островодужную) подстадию и развиваются вдоль границ соприкасающихся мегаблоков земной коры с разным типом развития или неодинаковыми направлениями и скоростями движений. В зонах глубинных взбросов проявляется динамометаморфизм, который сопровождается сложной приразломной складчатостью, кливажом, рассланцеванием и милонитизацией. Примерами могут служить Северо-Байкальский краевой глубинный шов Сибирской платформы шириной 30-50 км или Спасская зона разломов в Центральном Казахстане.

Сверхглубинные поддвиги образуются на границе континентальных и океанских или внутриокеанских литосферных плит. В обоих случаях происходит поддвиг (субдукция) более тяжелой океанской плиты под более легкую континентальную или океанскую. В результате субдукции происходит почти полное исчезновение океанской коры с поверхности, от которой остается лишь приуроченная к разлому узкая полоска офиолитового меланжа (офиолитовый шов).

Тектонические покровы образуются при обдукции, когда океанская кора выдавливается поверх континентальной коры.

Глубинные сдвиги являются наиболее распространенным типом глубинных разломов в складчатых областях. Они образуются при горизонтальных перемещениях блоков земной коры и обычно сопровождаются вертикальными и раздвиговыми состав­ляющими, т.е. являются глубинными сбросо-сдвигами, взбросо-сдвигами и сдвиго-раздвигами. К глубинным сдвигам относятся разлом Сан-Андреас в Калифорнии (длиной 1000 км на суше, 2000 км на дне океана и горизонтальной амплитудой 580 км), Талассо-Ферганский разлом (длиной 800 км и горизонтальной амплитудой 50-60 км), Центрально-Казахстанский (длиной 600 км и горизонтальной амплитудой 30 км), Чингизский, Центральный Сихотэ-Алинский и многие другие.