Тектонические покровы, шарьяжи
Тектонический покров представляет собой горизонтальный, пологий или волнистый крупный надвиг с перемещением до многих десятков или даже сотен километров. Покровы называются также шарьяжами (франц. charriage — наволок). Последний термин введен М. Бертраном (1884) для описания самого процесса надвигания, но позже был распространен и на покровы. При описании покровов, развитых в Альпах, французские геологи применяют также термин «напп» (nappe—покров), который позже стал использоваться для названия направления в структурной геологии, объясняющего структуру складчатых сооружений с позиций покровного строения (наппизм).
Покровы возникают и развиваются в основном в подвижных геосинклинальных поясах и распространены практически во всех геосинклинальных складчатых системах. В СНГ такие покровы установлены в Карпатах, на Кавказе, в Верхоянской складчатой области, в Тянь-Шане, Саянах, на Урале, в Корякском нагорье, на Камчатке, Сахалине и во многих других районах. Смещения охватывают целые складчатые комплексы, нередко не по одной, а по нескольким параллельным поверхностям срыва.
Начало изучения покровов относится к 80—90-м годам XIX в., когда они были установлены во Французских Альпах, в Провансе (М. Бертран), Скандинавских каледонидах и Скалистых горах Канады. Наиболее ранние обобщающие работы по покровному строению Альп относятся к началу XX в. и принадлежат швейцарцу М. Люжону (1902) и французу П. Термье (1903). Позже было опубликовано большое количество работ с описанием строения и механизма образования покровных структур. Наиболее полные публикации по этому вопросу в России принадлежат И.И. Белостоцкому, Г.Д. Ажгирею, С.В. Руженцеву и В.С. Буртману.
В покровных структурах различают следующие морфологические элементы: перемещенные массы, получившие название аллохтона, и их основание, не испытавшее сколько-нибудь существенных перемещений — автохтон.
Аллохтон от автохтона отделен поверхностью срыва или волочения. В процессе смещения аллохтон часто распадается на отдельные пластины — дигитации, что приводит к появлению параллельных поверхностей смещения или расщеплению основной поверхности срыва. Совмещение в одном вертикальном разрезе нескольких покровов, нередко состоящих из пакетов разновозрастных пластин, придает всей покровной структуре крайне сложное строение.
Вдоль поверхностей смещения при движении аллохтона образуются тектонические брекчии, мощность которых может быть значительной — до десятков и даже сотен метров, но известны покровы, отделенные от автохтона узкими, едва заметными поверхностями трения. В тектонических брекчиях могут оказаться линзы и крупные отторженцы пород, слагающих аллохтон или автохтон, и перемещенные издалека, совершенно чужеродные обраования. Нередко поверхности смещения возникают вдоль серпентинизированных ультраосновных пород, обладающих малой вязкостью, но возможен и другой процесс — последующее внедрение в холодном состоянии — протрузии серпентинитов вдоль поверхностей смещения. Складчатые комплексы, вовлеченные в покровы, также испытывают усложнения: среди них появляются наклонные, опрокинутые, лежачие или ныряющие складки; широко развиваются надвиги, разбивающие пластины на отдельные чешуи.
Породы верхней части автохтона, в сущности, никогда не остаются на месте и часто оказываются передвинутыми на то или иное расстояние, сохраняя при этом вещественные и пространственные связи с подлинным автохтоном. Такие перемещенные на небольшие расстояния части автохтона в основании дигитации носят название паравтохтона.
В теле покрова различают тыльную, срединную (щит, панцирь) и лобовую, или фронтальную, части. Область, откуда начинается перемещение покрова, называют его корнями. Последние устанавливаются по сходству фаций аллохтона с фациями одновозрастных пород, находящихся в неперемещенном состоянии в тылу покрова, или по крутому, нередко вертикальному залеганию сильноперемятых, пережатых пород, нарушенных многочисленными разрывами (рубец). Фронтальная часть или тело покрова могут быть расчленены процессами эрозии, от них отделяются участки, утратившие непосредственную связь с аллохтоном, называемые экзотическими останцами, или клиппами. При горном рельефе в долинах рек или в местах высокого гипсометрического положения поверхности шарьирования эрозия может удалить весь аллохтон и обнажить породы автохтона или паравтохтона. Такие участки автохтона, окруженные породами аллохтона, называютсятектоническими окнами.
Глубина захвата покровами земной коры различна. Для тех из них, которые развиты только в осадочно-вулканогенных толщах, Ж. Обуэн ввел понятие о покровах чехла; покровы, в строение которых вовлечен и гранитогнейсовый слой, получили название покровов основания, т.е. фундамента. В особый, третий, тип по этому признаку могут быть выделеныофиолитовые пскровы, охватывающие кору и верхи мантии океанов и окраинных морей.
По времени образования относительно складчатости покровы могут быть доскладчатыми, соскладчатыми и послескладчатыми.
Рис. 15.17. Офиолиты в структуре Малого Кавказа. На верхнем профиле: Малокавказский офиолитовый шов (М) в обрамлении шарьированных офиолитов Ведийской зоны (даны также на нижнем профиле) и Севанской зоны. По М.Г. Ломизе (1988), с использованием данных А. Л. Книппера, С. Д. Соколова.
Рис. 15.18. Профили Итальянско-Австрийских и Итальянско-Швейцарских Альп, но Ж. Дебельмасу и Ж. Масклю (1991). Внизу — глубинное строение по сейсмическим данным (С. Ие, Ж. Ансорж, 1990). БС — блестящие сланцы; Ф — флиш; М — моласса. Палеозойские комплексы: PZ—Е — Европейской плиты, PZ A — Адриатической (Апулийской) плиты; PZ—П — Пеннинской зоны
Рис. 15.19. Тектонические покровы Восточных Карпат. По В.В. Глушко, С.С. Круглому и др. (1985), с изменениями:
неогеновые отложения Предкарпатского передового прогиба; 2—3 — палеоген-миоценовые (2) и меловые (3) комплексы Флишевых Карпат; 4—6 — чехол (4, 5) и консолидированный фундамент (6) Восточно Европейской платформы; 7 — надвиги
Доскладчатые покровы возникают на ранних этапах развития геосинклиналей одновременно с накоплением осадков (конседиментационные покровы). Появление пород с малой вязкостью (ссерпентинитов, глин, эвапоритов) создает гравитационную неустойвость в осадках, накапливающихся на склонах поднятий или на крыльях конседиментационных складок, возникновение срывов осадочного чехла по поверхностям пластичных пород с образованием согласных со слоистостью покровов, перемещенных в направлении уклона морского дна. Наклон поверхностей срыва пологий, если только он не изменен последующими деформациями и соответствует углам наклона морского дна или крыльев конседиментаюнной складки. Примером может служить пологий согласный покров, развивающийся по подошве серпентинизированных ультрабазитов в Ведийской офиолитовой зоне на Малом Кавказе (рис. 15.17). Другой пример — Тегермачский покров в Алайском хребте Тянь-Шаня, образовавшийся в среднем карбоне и выраженный псевдосогласным залеганием граптолитовых сланцев силура на известняках среднего карбона. Такие покровы широко развиты также в Скалистых горах Канады.
Доскладчатые покровы, вовлеченные затем в линейную складатость, могут подвергаться значительным усложнениям. В условиях горизонтального сдавливания серпентинизированные ультрабазиты, разделяющие пластины покровов, перемещаются в участки минимального давления, а затем выжимаются вверх по ослабенным зонам, образуя на поверхности мощные пояса серпентиниового меланжа с включениями отторженцев вмещающих пород. По отношению к линейной складчатости эти пояса могут быть согласными или секущими, а их положение в разрезах вертикальое или крутое — такое же, как у большинства осевых поверхносей линейных складок.
Соскладчатые покровы образуют одну из наиболее распространенных групп покровов, характерную для внутренних зон складчаых систем. Они возникают в результате преобразования вертикального потока в горизонтальный, устремляющийся к периферии складчатого сооружения. Здесь эти покровы могут лечь на еще не дислоцированные слои автохтона и затем, как и доскладчатые, подвергнуться смятию вместе с последними. Складки, в которых оказываются первично или вторично смятыми соответственно доскладчатые или соскладчатые покровы, называют не антиклинальшми или синклинальными, а антиформными и синформными, подобно наложенным складкам метаморфических толщ. Связано это с тем, что последовательность слоев в их крыльях может быть обратной по сравнению с нормальными антиклиналями и синкчлиналями, т.е. в ядрах антиформ могут залегать более молодые слои, а в ядрах синформ — более древние. К числу складчатых покровов относятся покровы основания пеннинского типа, названные так по Пеннинской группе покровов Альп (рис. 15.18). Такие же покровы наблюдаются в каледонидах Восточной Гренландии, и в центральной части Канадских Кордильер.
Послескладчатые покровы также широко распространены; к ним относятся покровы, возникающие из лежачих складок.
Цикл Вильсона
характерные магматические и метаморфические образования.
Геодинамические обстановки на основе цикла Вильсона (с точки зрения тектоники плит):
1. Континентальный рифтогенез.
2. Спрединг, раскрытие океана, в качестве бонуса - пассивные континентальные окраины
Субдукция, закрытие океана
4. Коллизия, столкновение континентальных или субконтинентальных масс
5. Платформа, пенепленизация
Цикл Бертрана (с точки зрения геосинклинальной концепции):
1. Образование синклинали, прогибание коры, океанизация
2. Геосинклинальная стадия:
a. Миогеосинклинальная
b. Эвгеосинклинальная
3. Инверсия синклинали, возникновение поднятия, орогенез
4. Платформа
| Стадия | Формации цикла Вильсона | Цикл Бертрана |
| Континентальный | Осадочные породы - терригенные, континентальные или мелководно-морские, с косой | Прогибание, |
| рифтогенез | слоистостью, красноцветностью, часто соленосные. Мощности сильно увеличены. Магматические породы - результат восходящего потока мантийного вещества, дающего куполообразное поднятие. Варианты дальнейшего развития - кольцевые структуры, либо узкие грабенообразные прогибы. Если дело до рифта не доходит, то будут платформенные магматические комплексы (траппы, щелочные породы). Когда начинается формироваться собственно континентальный рифт, то изливаются контрастные серии базальтов и риолитов (двойственность источника магм), зачастую с повышенной щелочностью. Характерный метаморфизм не присутствует. Характерно линейное распространение всего комплекса континентального рифта. | океанизация |
| Спрединг | Триада Штеймана (офиолитовая ассоциация): осадочный слой (глубоководные осадки, чаще всего кремнистые - яшмоиды, реже хемогенные карбонаты), базальты (пиллоу-лавы базальтов и комплекс параллельных даек базальтов dike-in-dike), габброиды и ультраосновные кумуляты. Учитывая внутриплитность обстановки, сюда же входят комплексы горячих точек - различного рода базальты (обычно низкощелочные). | Эвгеосинклиналь |
| Обстановка пассивной окраины - по сути, это реликты обстановок и структур континентального | Мигеосинклиналь, за | |
| рифтогенеза (соли, например, системы ступенчатых сбросов, вулканиты). Собственно формации пассивных окраин - флишевые, олистолитовые, карбонатные органогенные (рифы, банки). Магматизм интрузивный, с повышенной щелочностью. | исключением обстановок с маленькими мощностями отложений. Часть эвгеосинклиналей. | |
| Субдукция | Это комплексы активных континентальных окраин. Осадочные комплексы: комплекс аккреционной призмы - вулканомиктовые флишевые образования, глубоководные силициты и красные глины. Характерен метаморфизм голубых сланцев - фация небольших температур, но очень больших давлений. Магматические образования: для островодужной обстановки характерны дифференцированные серии средних пород, от базальтов, андези-базальтов до кислых. Характерна повышенная щелочность пород. По мере эволюции островной дуги известковощелочной магматизм сменяется щелочным, Ca сменяется Na. Кроме того, чем ближе вулканизм к глубоководному желобу, тем менее щелочной магматизм. | Эвгеосниклиналь |
| Коллизия | Осадочные формации: молассовые, терригенные, обломочные. Типы моласс: вулканогенные и красноцветные терригенные. Вулканические комплексы имеются в основном кислый состав и повышенную щелочность. Интрузивные комплексы развиты сильнее вулканических - синорогенные и посторогенные гранитоиды. Широко развиты метаморфических пород, в основном низкотемпературных (глинистые сланцы, филлиты). Структурная особенность: складчато-надвиговое строение. | Орогенез |
| Платформа | Осадочные образования: континентальные терригенные и терригенно-карбонатные породы не очень больших мощностей. Отдельно выделяют комплекс тектоно-магматической активизации платформ: трапповые базальты, щелочной интрузивный магматизм, кольцевые структуры. | Платформа |
Гипотеза горячих точек
На дне океанов расположены многочисленные вулканические острова. Некоторые из них расположены в цепочках с последовательно изменяющимся возрастом. Классическим примером такой подводной гряды стал Гавайский подводный хребет. Он поднимается над поверхностью океана в виде Гавайских островов, от которых на северо-запад идёт цепочка подводных гор с непрерывно увеличивающимся возрастом, некоторые из которых, например, атолл Мидуэй, выходят на поверхность. На расстоянии порядка 3000 км от Гавайев цепь немного поворачивает на север и называется уже Императорским хребтом. Он прерывается в глубоководном желобе перед Алеутской островной дугой.
Для объяснения этой удивительной структуры было сделано предположение, что под Гавайскими островами находится горячая точка — место, где к поверхности поднимается горячий мантийный поток, который проплавляет двигающуюся над ним океаническую кору. Таких точек сейчас на Земле установлено множество. Мантийный поток, который их вызывает, был назван плюмом. В некоторых случаях предполагается исключительно глубокое происхождение вещества плюмов, вплоть до границы ядра — мантии.
Гипотеза горячих точек вызывает и возражения. Так, в своей монографии Сорохтин и Ушаков считают её несовместимой с моделью общей конвекции в мантии, и также указывают, что выделяющиеся магмы в гавайских вулканах как раз относятся к относительно холодным, и не свидетельствуют о повышенной температуре в астеносфере под разломом. "В этом отношении плодотворной является гипотеза Д. Таркота и Е. Оксбурга (1978), согласно которой литосферные плиты, перемещаясь по поверхности горячей мантии, вынуждены приспосабливаться к переменной кривизне эллипсоида вращения Земли. И хотя радиусы кривизны литосферных плит при этом меняются несущественно (всего на доли процента), их деформация вызывает в теле крупных плит появление избыточных напряжений растяжения или сдвига порядка сотен бар."