Внутриконтинентальный орогенез — распределение во времени
Когда в 40—50-е годы был первоначально установлен этот тип орогенеза, он казался свойственным лишь новейшему, олигоцен-четвертичному, этапу развития земной коры. Однако в дальнейшем оказалось, что такое представление неправильно и что проявления вторичного орогенеза неоднократно наблюдались и в геологическом прошлом. Свидетельством этого являются молассы, залегающие непосредственно на значительно более древнем складчатом основании или перекрывающем его чехле платформенного типа, а также «анорогенные» гранитоиды и проявления регионального метаморфизма и связанного с ним радиометрического «омоложения» пород.
Весьма показательными в этом смысле регионами являются Прибайкалье и Западное Забайкалье. Здесь на протяжении позднего протерозоя, палеозоя и мезозоя наблюдалось последовательное смещение зон геосинклинального осадконакопления, принадлежащих северной части Центральноазиатского подвижного пояса, на юг от Сибирского кратона и соответственное смещение зон первичного орогенеза. Вместе с тем в каждую очередную орогеническую эпоху — салаирскую, каледонскую, герцинскую, киммерийскую — проявления орогенеза не ограничивались зонами предшествующего геосинклинального осадконакопления, а распространялись на более северные районы, вплоть до южного края Сибирского кратона. Именно этим объясняется исключительное обилие разновозрастных гранитоидов в данном регионе. Здесь, по-существу, надо говорить не о повторном, вторичном, а о неоднократно повторявшемся рекуррентном орогенезе.
Подобным образом в Тянь-Шане по появлению крупнообломочных осадков отмечается частичный возврат орогенных условий в средней юре и раннем мелу, предвосхищающий значительно более ярко проявленный новейший орогенез в олигоцене — квартере. В целом феномен вторичного, внутриконтинентального, орогенеза проявляется с начала палеозоя и особенно с девона, достигнув наибольшего распространения в олигоцене — квартере.
На фоне общего тангенциального сжатия, испытывавшегося поясами этого орогенеза, в некоторых регионах могли происходить и обратные явления — растяжение и рифтогенез. Примером в современную эпоху могут служить Байкальская и отчасти Восточно-Африканская рифтовые системы, а для поздней юры — раннего мела полирифтовая система Западного Забайкалья.
ЧАСТЬ IV
ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ФОРМИРОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ
ГЛАВА 15
КОРОВЫЕ СКЛАДЧАТО-РАЗРЫВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ: ИХ ПРОИСХОЖДЕНИЕ И РАЗВИТИЕ
Складчатые и разрывные структуры развиты повсеместно в земной коре, отражая процессы деформаций, происходящие как при изменениях свойств самих горных пород, так и под влиянием внешних воздействий. Складчатостью охвачена практически вся толща земной коры и лишь в верхней части платформенного чехла она на значительном пространстве может отсутствовать.
Основные процессы складкообразования связаны с напряжениями, вызываемыми эндогенными причинами; так формируется эндогенная складчатость. Изгибы в слоистых толщах самой верхней части коры, имеющие сходство с эндогенной складчатостью, образуются иногда и под воздействием экзогенных процессов; это экзогенная складчатость.
Разрывные структуры в горных породах распространены значительно шире складчатых. Трещинами (разрывами без смещения, диаклазами) поражены почти все горные породы, за исключением слабо уплотненных и сыпучих. Разрывы со смещениями (параклазы) развиты более избирательно и сконцентрированы главным образом там, где присутствует интенсивная складчатость.
Соотношение складчатых и разрывных нарушений обычно трактовалось таким образом, что складки считались первичным явлением, а разрывы — их вторичным осложнением. Предполагалось, что слои горных пород под влиянием деформирующих усилий сначала сминаются в складки, а затем, когда превзойден предел упругости или пластичности, начинается их хрупкое разрушение и возникают разрывы. Как выяснилось позднее, это справедливо лишь для некоторых относительно простых типов складчатости, а в зонах наиболее напряженных дислокаций наоборот — разрывы, надвиги являются первичными, а складки — вторичными. В свою очередь, они могут затем осложняться разрывами (см. ниже).
Общие сведения о морфологических типах складок и разрывов излагаются в руководствах по структурной геологии, ниже основное внимание уделено кинематическим, динамическим и геологическим условиям их образования.
15.1. Кинематические и динамические условия образования складок
Горные породы в земной коре находятся под нагрузкой вышележащих образований, создающей в них соответствующий уровень напряжений. Пластические деформации, приводящие к складчатости в горных породах, возможны только при избыточном давлении по одному из направлений (стресс). Форма и размеры возникающих складок зависят от многих условий. Основное значение имеют физические (реологические) свойства пород, кинематическая и динамическая обстановка, характер возникающих в породе напряжений и влияние внешней среды. В процессе деформации происходит непрерывное перемещение материала, нередко его перекристаллизация, а также привнос нового вещества, что приводит к изменению реакции пород даже на одинаковый по величине и направлению стресс.
При прочих равных условиях интенсивность складчатости зависит от физических свойств пород, главным образом от их вязкости. Чем ниже вязкость, тем сложнее и мельче складки и, наоборот, в породах с высокой вязкостью развивается крупная и простая по строению складчатость. В мощных покровах лав и полнокристаллических породах складки встречаются относительно редко. Наиболее благоприятна для образования складок обстановка сжатия, так как сжатие уменьшает объем тела и увеличивает его пластичность.
Влияние всестороннего давления на развитие складчатости двоякое: с одной стороны, оно повышает сопротивление тела пластической деформации, а с другой — тот же фактор сильно понижает пределы упругости и прочности. В связи с этим породы, являющиеся хрупкими при нормальных условиях, например известняки, мраморы, могут стать пластичными на глубине при высоком всестороннем давлении.
Большое значение имеет температура окружающей среды. Повышение температуры ведет к повышению пластичности, и даже такие хрупкие при обычной температуре тела, как дайки, плутоны интрузивных пород или кварцевые жилы, при температуре в сотни градусов становятся способными изгибаться в мелкие складки Способность сминаться в достаточно мелкие и сложные складки наблюдается и в не вполне остывших массивах интрузивных пород и тем более в породах, подвергающихся воздействию регионального метаморфизма.
Скорость деформации — также один из основных факторо влияющих на пластические свойства горных пород. Повышение скорости деформации приводит к увеличению сопротивления пород и понижению их пластичности. Наоборот, относительно более медленная деформация повышает пластичность тела. Поэтому породы, ведущие себя при быстром воздействии как хрупкие тела,например каменная соль, при медленном действии даже малых напряжений медленно, но значительно деформируются.
Соприкосновение пород с растворами того же состава повышает их способность пластично деформироваться, но присутствие в порах жидкостей другого состава, например воды, создает впутрипоровое давление, снимающее внешнюю нагрузку, что понижает пластичные свойства пород и увеличивает их хрупкость.
Кроме перечисленных выше свойств горных пород большое влияние на образование складок оказывает ползучесть материалов, выражающаяся в способности всех без исключения горных пород пластично деформироваться при напряжениях ниже предела упругости, но при обязательном длительном действии напряжений. Благодаря ползучести деформация в теле при сохранении одинакового значения нагрузки непрерывно возрастает, причем нарастающая часть деформации будет остаточной. Ползучесть развивается при любых напряжениях и именно с ней связано образование многих складок в горных породах.
Среди всего многообразия складок с позиций механики, выделяются только три типа: складки продольного изгиба, складки поперечного изгиба и складки течения. Впрочем, между двумя последними типами иногда выделяют промежуточный тип — складки скалывания.
Складки продольного изгиба вызываются силами, действующими вдоль слоистости (рис. 15.1,а). При изгибе в слое происходит перераспределение вещества таким образом, что оно перемещается от изгибов с относительно малым радиусом кривизны к изгибам с большим радиусом кривизны. Во всем объеме толщи, подвергшейся продольному изгибу, общее перемещение пород происходит в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих усилий, — в участки с относительно малым давлением, что приводит к интенсивному росту складок вдоль осевых поверхностей Благодаря этому при образовании складок продольного изгиба происходит общее сокращение площади, занимавшейся слоистой толщей до складкообразования.
Складки продольного изгиба, возникающие при сдвиге, под воздействием противоположно направленных сил имеют все характерные черты этого рода структур, но их осевые поверхности обладают заметным наклоном в сторону действия активных сил (рис. 15.1,б).
Pиc. 15.1. Кинематические типы складок: а, б — продольного изгиба; в, г — поперечного изгиба; д — течения. По А.Е. Михайлову (1973):
1 — направление действующих сил; 2 — направление перемещения пород; 3 — участки растяжения; 4 — участки сжатия
Складки поперечного изгиба испытывают не сжатие, а неодинаковое по интенсивности растяжение (рис. 15.1, в,г). Ось максимального сжатия пород расположена перпендикулярно к слоистости, а ось удлинения направлена вдоль слоев.
Складки течения в условиях сравнительно низких температур и давлений развиваются только в породах с низкой вязкостью: солях, гипсах, углях, глинах. При высоких температурах (сотни градусов) вязкость пород резко снижается и способность образо вывать складки течения приобретают даже такие породы, как мраморы, кварциты, аплиты, гнейсы, амфиболиты и т.п. При этом происходят перекристаллизация вещества и появление новых минералов. При однородности физических свойств пород течение происходит рассредоточение; в разнородных толщах оно сосредоточивается в слоях с наименьшей вязкостью. Заметить поверхности скольжения, свойственные пластической деформации, почти никогда не удается из-за происходящей одновременно перекристаллизации пород.
Складки течения обладают наименее правильными формами, с многочисленными раздувами, утолщениями и пережимами слоев. Их осевые поверхности могут быть ориентированы различным образом относительно первоначального положения слоев, но преимущественно в направлении течения (рис. 15.1, д).
В каждом из описанных выше типов складок присутствуют деформации, свойственные и другим видам складок. Нередко образование двух или даже трех типов складок может происходить одновременно. Например, в пластичном ядре диапировой складки могут возникнуть складки продольного изгиба и складки течения, а вмещающие породы в это время будут испытывать поперечный изгиб, выгибаясь вверх. Тем не менее каждому из видов складок присущ определенный характер перемещения вещества, что вместе с отмеченными выше морфологическими особенностями позволяет легко различать отдельные разновидности складок в природных условиях.
5.2. Геологические условия образования складок
Условия образования складчатости в земной коре весьма различны. Наиболее широко распространены складки, связанные с эндогенными движениями земной коры. Значительно реже и главным образом в самой верхней части земной коры возникают складки, обусловленные экзогенными процессами.
Эндогенная складчатость
Уже давно установлено, что образование складок, развитых в осадочных толщах верхней, приповерхностной, части земной коры, не сопровождается существенными изменениями первоначального состава пород. Эти складки Э. Арган назвал покровными складками или складками чехла.
Другую группу составляют складки, развитые в метаморфических толщах, в той или иной степени, а иногда и полностью перекристаллизованных и состоящих из кристаллических сланцев, амфиболитов, гнейсов и других подобных пород. Так как пространстиенное расположение вновь образованных минералов почти всегда согласно с элементами строения складок, можно предполагать, что перекристаллизация пород и складкообразование происходили одновременно в условиях высоких давлений и температур, соответствующих в земной коре глубине в несколько километров. Складчатость, возникающая в таких условиях, получила название глубинной.
Покровная складчатость. Самым широким распространением среди покровной складчатости пользуются складки регионального сжатия (компрессионные), возникающие в результате продольного изгиба слоистых толщ под воздействием горизонтально ориентированного стресса. Этот тип складок считался ярким показателем геосинклинального режима развития земной коры. Следует наметить, однако, что складчатость данного типа местами распространяется и на прилегающие части платформ (горы Атласа в Северо-Западной Африке, Юрские горы в Западной Европе, гряда Чернышева в Тимано-Печорской области и др.).
Складки регионального сжатия характеризуются четко выраженной линейностью, выдержанной ориентировкой осей, а также наклона осевых поверхностей складок — вергентностью. Примером могут служить складчатые комплексы Урала, Тянь-Шаня, Кавказа, Верхоянья (рис. 15.2). Это главный тип складчатости, называемый еще альпинотипным. Равное по площади и по форме распространение антиклиналей и синклиналей, согласная ориентировка осей складок и выдержанная вергентность указывают на региональное воздействие сжимающих сил в направлении, перпендикулярном к осям складок, и неизбежное при этом сокращение площади, занимавшейся осадочными породами до складкообразования.
Pиc. 15.2. Альпинотипная складчатость с южной вергентностью во флишевых отложениях Большого Кавказа, профиль по р. Алазань. По В.Н. Шолпо и др. (1993)
В отношении образования складчатости регионального сжатия за последние 150 лет был выдвинут целый ряд механизмов. Их можно свести в две основные группы.
Представители первой группы связывали генезис региональной складчатости с вертикальными движениями, развивающимися внутри геосинклинали. Самые ранние высказывания такого род относятся еще к 20-м годам XIX в. (Б. Штудер). Складчатость, по этим представлениям, образуется в результате внедрения магмагических масс с соответствующими раздвигом и смятием слоев в складки. В недавнее время близкие представления на более современной основе развивались В.В. Белоусовым и его сотрудниками. Основная идея этой концепции, получившая название «глубинного диапиризма», заключается в том, что в процессе регионального метаморфизма и гранитизации геосинклинальные отложения в осевых частях прогибов увеличиваются в объеме, уменьшают свою плотность и в связи с ограниченным на глубине пространством сжимаются в складки и поднимаются вверх в направлении наименьшего сопротивления, раздвигая и сминая породы периферических частей геосинклинали.
Эта концепция наталкивается на следующие основные возражения. Во-первых, микроструктурный анализ указывает на горизонтальную, а не вертикальную ориентировку усилий при образовании линейной складчатости. Во-вторых, не всегда складчатые сооружения имеют метаморфические ядра, в которых метаморфизм достигает амфиболитовой фации, обеспечивающей разуплотнение пород. И в-третьих, размеры этих ядер не соответствуют размеру сокращения поперечника складчатой зоны на периферии ядра, оказываясь заметно меньшими. В связи со вторым возражением было выдвинуто дополнительное предположение о том, что процесс разуплотнения может иметь место уже при катагенезе глинистых толщ в связи с превращением монтмориллонита в гидрослюду. Оказалось, однако, что на Большом Кавказе, на материале которого это было установлено, глинистые породы нижней — средней юры, образующие ядро складчатого сооружения, имели не монтмориллонитовый, а иллитовый состав.
Таким образом, концепция глубинного диапиризма не дает удовлетворительного объяснения происхождению альпинотипной складчатости.
Дрyгой мexaнизм, в котором приоритет также отдается вертикальным движениям, это механизм гравитационной складчатости, предложенный еще в конце XIX в. швейцарскими исследователями Альп (Г. Шардт, М. Люжон). Он вступает в действие в результате образования и роста горного сооружения, когда под влиянием силы тяжести слои начинают сползать с его свода вниз по склонам, сминаясь в складки; срыв происходит по пластичным горизонтам разреза. Этот механизм имеет, несомненно, реальное значение, и им объясняется образование, в частности, флишевых покровов во Французских Альпах (флиш особенно податлив к сползанию благодаря тонкому переслаиванию глинистых и песчаных прослоев).
Однако в качестве главного универсального механизма образования складчато-покровных систем гравитационный механизм не подходит по ряду причин. Во-первых, хотя для гравитационного сползания достаточно уклона всего в первые градусы, такой уклон образуется лишь на позднеорогенной стадии развития подвижных систем, в то время как наиболее интенсивная складчатость их внутренних зон возникает уже на раннеорогенной стадии. Во-вторых, многие горные сооружения, например Карпаты, Кавказ, Урал, Гималаи, построены в основном моновергентно, т.е., складки и надвиги на обоих склонах сооружения наклонены в одну и ту же сторону, следовательно, на одном из склонов вверх, а не вниз по склону. В Карпатах лишь в самой нижней части южного склона надвиги направлены вниз по склону, но расположение слоев показывает, что это вторичное явление. Такое явлечие наблюдается на позднеорогенной стадии становления и других горных сооружений; в Альпах оно получило название ретрошарьяжа, т.е. обратного шарьяжа. В-третьих, если слои сползли под влиянием силы тяжести со свода, на самом своде они должны вторично отсутствовать, т.е. должна образоваться зона тектонической денудации, причем равновеликая зоне гравитационной складчатости в распрямленном виде. В действительности такие юны обычно не обнаруживаются. Так, на Большом Кавказе, в его восточной осевой части, отложения нижней и средней юры не только не отсутствуют, но смяты в узкие и крутые складки. В Карпатах можно было бы предполагать существование зоны тектонической денудации — возможной родины флишевых покровов - в их внутренней зоне, но здесь возрастные аналоги флиша присутствуют и представлены более мелководными фациями.
Все эти причины заставляют признать гравитационный механизм складчато-надвиговых деформаций хотя и реальным, но явно второстепенным по отношению к главному фактору, вызывающему эти деформации.
Представители второй группы концепций происхождения региональной складчатости сжатия, в наиболее раннем толковании, связывали ее с общим сжатием, контракцией нашей Земли. Первоначально, до появления учения о геосинклиналях, они затруднялись объяснить неравномерность проявления складчатости на поверхности Земли. Позднее эта трудность казалась преодоленной — сжатию в процессе сокращения площади земной коры должны были в первую очередь подвергаться не утратившие свою пластичность мощные толщи геосинклинальных отложений, как бы раздавливаемые при этом сближающимися более жесткими платформенными глыбами. Однако этому представлению противоречит, как впервые указал австрийский геолог О. Ампферер (1906). более раннее образование складок во внутренних зонах складчатых систем по сравнению с внешними, находящимися ближе или даже в контакте с платформенной рамой, откуда исходит давление.
В связи с этим О. Ампферер, а затем Г. Штилле, Э. Краус и другие выдвинули представление о поддвиге платформ под геосинклинальное выполнение, о «всасывании» последнего в глубину под влиянием нисходящих конвективных течений в мантии. Эта точка зрения нашла некоторое подтверждение в опытах американского геофизика Д. Григгса. Ее дальнейшим развитием являются представления о механизме складчато-надвиговых деформаций, принимаемые в современной тектонике плит.
Согласно этим представлениям, основными зонами таких деформаций являются зоны конвергенции литосферных плит, т.е. их субдукции или коллизии, где господствуют условия сжатия. При этом обстановка протекания деформаций сжатия несколько различна, с одной стороны, в зонах субдукции океанских плит под островодужные или континентальные плиты, с другой — в зонах поддвига континентальных плит (платформ) под складчатые сооружения.
Рис. 15.3. Механизм формирования складчато-надвиговой структуры при срыве осадочных толщ с субдуцирующей океанской коры и образовании аккреционного клина. По Д. Сили и др., 1974
В зонах субдукции осадки, поступающие в глубоководный желоб, если они не проскальзывают далее в глубину, то подвергают ся смятию и наращивают снизу висячее крыло, т.е. континентальный или островодужный склон, формируя аккреционный клин. И основании этого клина образуется базальная поверхность срыва, а над ней слои сминаются в складки с осевыми поверхностями, полого наклоненными параллельно этой поверхности (рис. 15.3). Затем эта поверхность срыва перемещается вверх, под ней начинают снова накапливаться осадки, соскребаемые с пододвигающейся плиты, пока опять не образуется базальная поверхность срыва. Так последовательно формируются складчатые пакеты, ограниченные поверхностями надвигов; причем, как показало глубоководное бурение, возраст деформированных отложений и самих деформаций омолаживается вниз по склону, т.е. соблюдается та самая закономерность, которая наблюдается в более древних складчатых системах, — омоложение деформаций к периферии. Изоклинально-чешуйчатые флишевые толщи южного склона Большого Кавказа, северного склона Карпат, Иньяли-Дебинской зоны Верхояно-Колымской системы, Восточного Сихотэ-Алиня — хорошие примеры таких древних аккреционных клиньев в висячих крыльях ВЗБ. На западном окончании Большого Кавказа и в современную эпоху можно наблюдать, по данным сейсмопрофилирования на дне Черного моря, продолжающийся поддвиг осадков под сооружение Большого Кавказа и, следовательно, продолжающееся наращивание этого сооружения.
Глубоководным бурением и детальным сейсмопрофилированием к настоящему времени хорошо изучены подобные аккреционные клинья на ряде современных активных океанских окраин, в частности, в островодужном склоне желоба Нанкай у берегов Японии, на восточном окончании Алеутской дуги, у побережья штата Орегон (США), также в Тихом океане, против о. Барбадос в Атлантическом океане, у о. Тимор в Индийском океане, у побережья Макрана (Иран) также в Индийском океане. По мере развития аккреционного клина наряду с подошвенными срывами — пологими надвигами образуются несколько более крутые, но также наклоненные внутрь склона секущие надвиги, а затем и направленные вниз по склону гравитационные сбросы.
15.4 Схема формирования чешуйчатой антиклинали (по П. Джонсу, 1982) и сбалансированный разрез Варандийской антиклинали на Северном Кавказе (по П.Джонсу, К.О. Соборнову, 1994)
Другая обстановка, предусматриваемая тектоникой плит, для развития складчато-надвиговых деформаций — это обстановка поддвига кристаллического фундамента платформ под осадочный чехол бывшей пассивной континентальной окраины (отложения шельфа и континентального склона) и молассовое выполнение передовых прогибов. Ведущую роль в этом процессе играет пласювый срыв чехла по поверхности фундамента и отдельных частей разреза чехла и моласс по наиболее пластичным (глины, соли, гипсы) или водонасыщенным горизонтам. Встречая при этом упор, слои сминаются в складки, в дальнейшем нагромождающиеся одни на другие, образуя так называемые дуплексы. Этот процесс был хорошо изучен первоначально на примере Скалистых гор Канады А.В. Балли и другими, а затем выявлен и на Северном и Приполярном Урале В.В. Юдиным и особенно К.О. Соборновым. Он свойствен, очевидно, всем внешним зонам складчато-покровных сооружений и внутренним крыльям передовых прогибов, хорошо воспроизводится моделированием на ЭВМ (рис. 15.4) и графическим построением сбалансированных профилей, в которых соблюдается неизменность мощности и первоначальной длины слоев. На позднеорогенной стадии развития складчато-покровного сооружения, когда уже сформировался заметный горный рельеф, к усилием общего сжатия добавляется сила тяжести, т.е. вступает в действие гравитационный фактор. Общее перемещение слоев по горизонтали вкрест простирания складчатой системы может досшгнуть многих десятков и даже более 100 км. Именно таким образом объясняется образование складчато-надвнговой гряды Чернышева по другую сторону передового прогиба Приполярного Урала (В.В. Юдин) или складчатой зоны Юрских гор также с внешней стороны Предальпийского прогиба (Г. Лаубшер). В первом случае имел место срыв по соленосному горизонту верхов ордовика, во втором — также по соленосному верхнему триасу (кайперу). В процессе коллизии континентальных плит с окончанием поглощения океанской коры субдукция типа Б переходит в субдукцию типа А. Субдукция типа А имеет место, очевидно, и в интракратонных моногеосинклиналях, выражаясь в поддвиге океанской или переходной коры последних под нормальную континентальную кору их ограничения. То же могло иметь место в зеленокаменных поясах архея.
Складчатость регионального сжатия на платформах. Происхождение платформенной складчатости долго оставалось неясным. Многие считали, что платформенные складки обязаны своим возникновением блоковым подвижкам фундамента, т.е. его вертикальным движениям. Это породило представление о подавляющей массе локальных поднятий как об отраженных, глыбовых складках. Но вопрос о причинах поднятия самих блоков фундамента оставался, по существу, без ответа — высказывались лишь самые туманные соображения о разуплотнении пород фундамента под влиянием каких-то процессов их преобразования. Этим предположениям противоречит, однако, характер гравитационных аномалий над такими блоками — положительных, а не отрицательных. К тому же основная часть платформенных складок относится к типу бескорневых — они не выражены на поверхности фундаментa и даже в низах чехла.
Указывая на эти и другие особенности платформенных складок — их группировку в платформенные валы, параллельные периферическим складчатым системам, асимметрию с более крутыми крыльями, внешними по отношению к последним, М.А. Камалетдинов, Ю.В. и Т.Т. Казанцевы пришли к заключению, что платформенная складчатость также образуется вследствие регионального сжатия, направленного от складчатых орогенов. При этом сжатие передается вдоль компетентных, преимущественно карбонатных пачек, которые отслаиваются от нижележащих пачек и от фундамента вдоль некомпетентных пластичных глинистых пачек, испытывающих нагнетание в своды растущих антиклинальных изгибов. В разрезе Русской плиты (Волго-Уральская область) выделяется несколько таких пачек, с которыми может быть связано образование ее локальных поднятий.
Рис. 15.5. Жигулевский надвиг по данным бурения. По В.Л. Лобову и др. (1974)
Одним из убедительных доказательств большой роли тангенциальных напряжений сжатия в деформациях платформенного чехла является развитие в нем надвиговых структур. Классический пример — Жигулевский надвиг, описанный впервые А.П. Павловым и подтвержденный бурением (рис. 15.5); предполагается существовани такого же надвига по северной периферии Оренбургского вала, давно известны надвиги вдоль северной окраины Донецкого кряжа. Все они параллельны альпийскому складчатому поясу, хотя отстоят от него на сотни километров. Но на такое же расстояние распространяются исходившие от альпийского пояса деформации чехла в Западной Европе, включая вал Вилд-Пэи-де-Брэй в районе Ла-Манша и надвиг по северной периферии Гарца и Куяво-Поморский складчатый вал в Польше. Еще более яркий пример — яньшанская складчатость чехла Южно-Китайской и Китайско-Корейской платформ, параллельная Тихоокеанскому подвижному поясу и явно с ним связанная. Время проявления этих деформаций совпадает с аналогичными событиями в альпийском поясе. Однако следует отметить, что локализация и ориентировка складчатости в платформенных чехлах в определенной мере зависят от структуры поверхности фундамента. Так, платформенные валы развиты в ограничении авлакогенов; если последние узкие, то они тяготеют к их осевым зонам. Но авлакогены не обязательно простираются параллельно периферическим складчатым системам; в этом случае, очевидно, происходит разложение сил.
Не все платформенные складки являются бескорневыми, под некоторыми из них действительно выявлены поднятые блоки фундамента, что особенно характерно для молодых платформ. Очевидно, в этом случае напряжения передавались через фундамент, причем не всегда от периферии платформ; пример — Западно-Сибирская плита, не ограниченная активными орогенами. В подобной ситуации деформации могли порождаться внутриплитными напряжениями. Как теперь установлено, такие напряжения развиты повсеместно и отдаленно связаны либо с осями спрединга, либо с зонами коллизии, например в Скандинавии со спредингом Срединно-Атлантического хребта, а во Франции и Германии с коллизионным Альпийско-Карпатским поясом. Кроме того, имеются основания выделять особый тип складчатости, связанной с блоковыми деформациями фундамента.
Складки облекания (отраженная, штамповая складчатость) представляют собой поперечные изгибы в осадочном чехле, образующиеся при блоковых перемещениях фундамента. Этот тип складок характерен для платформ, отчасти межгорных и передовых (их внешние борта) прогибов.
В большинстве регионов складки облекания начинают формироваться одновременно с осадконакоплением при перемещениях блоков фундамента, разделенных разрывами. Это подтверждается закономерным уменьшением мощностей в сводах антиклиналей и их увеличением в синклиналях. Разрывы из фундамента могут проникать и в породы осадочного чехла; таким путем возникают чередующиеся антиклинали и синклинали, разделенные продольными разрывами (обычно сбросами или взбросами), с уплощенными или плоскими замками и сравнительно крутыми крыльями. Такие складки получили название горст-антиклиналей и грабен-синклиналей. В ядрах горст-антиклиналей на поверхность нередко оказываются выведенными породы фундамента.
Размеры складок облекания различны. Наиболее крупные из них достигают 100 км и более. Форма складок изометричная, овальная или угловатая, коробчатая, реже линейная с асимметричным профилем, иногда подвернутыми крыльями. В их расположении часто (но не всегда) отсутствует общая ориентировка, а крылья складок наследуют направления разрывов фундамента. Поэтому нередко форма и ориентировка даже соседних складок, как и более мелких структур, могут быть различными.
Происхождение отраженных складок, как уже указывалось, вряд ли связано с разуплотнением блоков фундамента. Более естественно и, следовательно, более вероятно объяснение, предложенное П.Е. Оффманом, — неравномерное опускание разбитого на блоки фундамента при его общем погружении вследствие охлаждения литосферы. Такое происхождение могут иметь пологие малоамплитудные (десятки метров) складки северной части Волго-Уральской области, не параллельные Уралу (Е.Б. Риле). С этой точки зрения понятно и увеличение высоты складок с возрастанием размера погружения, и то, что эта высота на порядок меньше мощности осадков, т.е. общего размера погружения. Но наиболее резко выраженные складки могут быть связаны с региональным сжатием фундамента.
Приразрывные складки образуются при перемещении крыльев разрывов по наклонным сместителям. Чаще всего они развиваются в верхних активных крыльях взбросов и надвигов. Если же верхнее крыло сложено малопластичными, крепкими породами, в частности породами фундамента, то приразрывные складки могут возникнуть и в нижнем крыле под воздействием напора верхнего крыла.
Наиболее благоприятны в отношении образования приразрывных складок разрывы с наклоном сместителя от 40 до 60°. Вблизи сместителя в таких случаях образуются наклоненные или опрокинутые складки, ориентированные параллельно простиранию разрыва, частые вблизи сместителя и затухающие по мере удаления от него. От этих условий зависит и ширина полосы, захваченной приразрывной складчатостью. Обычно она невелика и складки быстро затухают в сторону от поверхности разрыва.
Рис. 15.6. Присдвиговые складки волочения разлома Сан-Андреас в Калифорнии и связанного с ним разлома Калаверас. И те и другие указывают на правостороннее смещение. По Дж. Муди и М. Хиллу (1960)
Особое место среди приразломных складок принадлежит присдвиговым складкам, развитым на крыльях крупных сдвигов, например сдвига Сан-Андреас (рис. 15.6). Оси их образуют острый угол с линией сдвига, направленный обратно направлению смещения данного крыла. Аналогичное происхождение имеют складки Ферганской впадины (Б.Б. Ситдиков) и, вероятно, также Таджикской впадины.
Складки, связанные с перемещениями магмы в земной коре. Вблизи контактов многих массивов интрузивных пород, возникающих как на значительных глубинах в форме батолитов, так и в непосредственной близости от гипабиссальных тел, во вмещающих породах развиваются складки продольного и реже поперечного изгиба, оси которых ориентированы согласно с очертаниями массивов. В плане эти складки обычно обтекают внешние контуры интрузивных тел, что нередко приводило к ложному заключению об их возникновении позже интрузивных пород, которые как бы раздавливали осадочные толщи в процессе складкообразования. В действительности образование таких складок связано с давлением магмы при ее продвижении в верхние части земной коры. Ширина пород, подвергающихся при этом складкообразованию, оказывается различной, зависит от площади массива и обычно не превышает первых километров. Складки вблизи небольших гипабиссальных тел образуют полосы в десятки и сотни метров шириной.
Диапировые складки (складки нагнетания) впервые были установлены румынским геологом Л. Мразеком в 1906 г. Они развиваются в осадочном чехле нередко независимо от строения фундамента и представляют собой антиклинальные структуры, образующиеся в слоистых толщах при внедрении в них пород, обладающих низкой вязкостью или низкой плотностью. Это соли, ангидрит, гипс, угли, глины, насыщенные водой, способные пластично деформироваться и течь в сторону меньшего давления или под влиянием собственного веса.
Наиболее широко среди диапировых складок развиты соляные купола и глиняные диапиры. В соляных куполах различают ядро, сложенное пластичными породами, и окружающие ядро и прорванные им менее пластичные и более тяжелые толщи (рис. 15.7). Внутренняя структура ядра характеризуется исключительно сложным строением. Слагающие его пластичные породы смяты в типичные складки течения, направленные к земной поверхности, слои при этом растягиваются, образуют сложные изгибы, раздувы и нередко разрываются. Вмещающие толщи у границ с ядром выгнуты вверх, сильно раздроблены, часто запрокинуты, нарушены многочисленными разрывами и поверхностями скольжения, по которым отдельные пачки и пакеты слоев отрываются и перемещаются вслед за ядром на значительные расстояния.
Рис. 15.7. Соляной купол в Клодове, Польша; в каменной соли, слагающей ядро, — сложная дисгармон<