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, называются тектоническими окнами.
Рис. 15.16. Тектонические меланжи по офиолитам: I — Малый Кавказ, Ведийская офиолитовая зона (по М.Г. Ломизе, 1969); II — Корякский хребет, карта Ягельского меланжа (по А. Л. Пейве, 1984); III — структура тектонического («автокластического») меланжа в докембрийском комплексе Мона, Уэльс (по Э. Гринли, 1919).
1, 2 — серпентиниты: на карте (1) и на профиле (2); 3 — массивные гипербазиты; 4 — габбро; 5 — базальты и диабазы (на карте — вместе с яшмами и граувакками); 6 — яшмы; 7 — песчаники и аргиллиты
Перемещение аллохтона сопровождается интенсивным разрушением его фронтальной, лобовой, части и образованием тектонического месива — меланжа. Этот термин (франц. melange — мешанина, смесь) был введен в литературу Э. Гринли в 1919 г. и в настоящее время широко используется во всех странах.
Меланж (рис. 15.16) представляет собой хаотическое образование, отличающееся от сходных седиментационных комплексов — олистостромов, образующихся при подводно-оползневых или при подводно-обвальных процессах, явными следами тектонического воздействия и появлением дислокационных текстур. Но меланж может образоваться по олистострому, а олистостром — за счет меланжа. В тектоническом меланже крупные блоки относительно жестких пород автохтона или аллохтона (известняки, песчаники, кремнистые, вулканические, интрузивные породы и др.) перемешиваются с мелкими обломками таких же пород, а также с более пластичным материалом, образующим базис (матрикс) меланжа. Последним могут быть серпентинизированные ультрамафиты (в серпентинитовом меланже), а также аргиллиты, гипсы, ангидриты и другие высокопластичные породы. Меланж, особенно глинистый, может иметь тиллитоподобную текстуру или оказаться растертым до состояния катаклазитов и милонитов.
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 выделены офиолитовые 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.
1—7 — на верхнем профиле: 1 — офиолиты и офиолитовый меланж, фрагменты океанской литосферы северной ветви мезозойского Тетиса; 2 — край континента Евразия, домезозойское основание: 3 — там же, осадочные формации и окраинно-материковый вулканический пояс, юра—мел (до нижнего коньяка); 4 — там же, гранитоиды; 5 — край Нахичеванского микроконтинента гондванского происхождения, докембрийское основание; 6 —- там же, осадочный чехол палеозоя—мезозоя (до нижнего коньяка); 7 — неоавтохтон, отложения верхнего коньяка—палеогена и неоген-четвертичные вулканиты; 8—12 — офиолитовый аллохтон на нижнем профиле: 8 — офиолитокластовые олистостромы нижнего коньяка в основании аллохтона; 9 — офиолитовый меланж, преимущественно базальты и радиоляриты; 10 — серпентиннзированные перидотиты; 11 — габброиды; 12 — «базальный метаморфический ореол» в подошве перидотит-габбровой аллохтонной единицы
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.
Покровы, возникающие из лежачих складок, или покровы первого рода, по П. Термье, были описаны еще первыми наппистами: А. Геймом, М. Люжоном, Э. Арганом; позже многие из указанных ими покровов оказались, однако, структурами более сложного строения. Тем не менее, несомненно, существуют покровы, развившиеся при срыве верхнего крыла лежачих складок, перемещенного по субгоризонтальной, нередко волнистой поверхности. Слои автохтона, слагающие подвернутое крыло складки и примыкающие к поверхности смещения, обычно находятся в опрокинутом залегании, тогда как разрез аллохтона имеет нормальное строение. При приближении к корневой зоне залегание слоев становится более крутым или даже вертикальным. В смещение могут быть вовлечены и древние метаморфические толщи ядер складок. Образование покровов из лежачих складок следует, очевидно, связывать с общим сжатием, сопровождающимся глубинным раздавливанием и выжиманием пластичных масс чехла.
Покровы скалывания, или покровы второго рода, представляют собой наиболее распространенную группу, отличающуюся захватом больших площадей и наиболее значительными амплитудами горизонтального смещения, достигающими 150—200 км и, возможно, больше. Решающее значение в образовании покровов скалывания имеют глубинные поддвиги гранитно-метаморфического фундамента под относительно рыхлый и пластичный чехол осадочных пород, наваливающийся па фронт глубинного поддвига. Этот механизм был предложен О. Ампферером в 1906г. Поверхность срыва покровов скалывания срезает под большим углом не только складки автохтона или прилегающего покрова, но нередко и складки в самом теле покрова. Покровы скалывания развиваются преимущественно во внешних зонах геосинклннальных систем, главным образом в раннеорогенную стадию.
Покровы скалывания широко распространены у фронта Восточных Карпат (рис. 15.19). Наиболее логичное объяснение классической покровно-чешуйчатой структуры этой области заключается в допущении поддвига кристаллического фундамента платформы под краевую часть Карпат. В результате этих движений образовался пакет покровов, сложенных надвинутыми друг на друга лежачими и запрокинутыми складками палеогеновых и меловых пород с общей амплитудой горизонтального смещения по данным бурения более 30—40 км. Скольжение отдельных пластин облегчалось присутствием между ними и в автохтоне миоценовых эвапоритовых и глинистых толщ. По мере перехода от внешней зоны к Внутренним Карпатам поверхности, разделяющие отдельные покровные пластины, становятся более крутыми, а распространенные в них складки — наклонными и прямыми и покровная структура сменяется чешуйчатыми надвигами. Наиболее интенсивная фаза поддвига фундамента платформы под Карпаты связана с ранним миоценом. В результате движений возникло утолщение коры под Внешними Карпатами на 8—10 км.
В близких условиях возникли покровы на западном склоне Урала, где они связаны с поддвигом в конце палеозоя фундамента восточной окраины платформы под Уральскую геосинклиналь.
Аналогичная картина строения характерна для Скалистых гор Канады и Аппалачей. Недавно проведенное глубинное сейсмозондирование методом отраженных волн показало, что Аппалачи на всю свою ширину надвинуты на восточное продолжение Североамериканской платформы. В Скалистых горах Канады продолжение пододвинутого фундамента переработано и вовлечено в деформации пеннинского типа метаморфического комплекса Центральных Кордильер. Поддвиг континентальных платформ компенсируется раздвигом (спредингом) по другую их сторону (в случае Скалистых гор — в Атлантическом океане).
По происхождению покровы делятся на две категории: гравитационные и компрессионные (сжатия).
Гравитационные покровы представляют, по существу, громадные оползни. Они образуются в орогенах в условиях расчлененного тектонического рельефа и чаще всего предстают в виде огромных пластин, подстилаемых слабонаклонной от оси складчатого сооружения поверхностью срыва (у своего фронта вследствие сопротивления она может приобрести и обратный наклон), и нередко осложнены каскадом гравитационных складок (рис. 15.20).
Рис. 15.20. Гравитационные шарьяжи.
Наверху — схема последовательного формирования покровов Амбрюне-Юбей во Французских Альпах:
I — нижние покровы, переместившиеся и смятые в складки в позднем эоцене — раннем олигоцене; II — движение верхнего покрова в позднем олигоцене — раннем миоцене (по Ж. Дебельмасу, К. Керкхове, 1976).
Внизу — покровы Гринья в Южных Альпах Ломбардии: пластины известняков триаса, переместившиеся по скользящему глинистому горизонту в их основании (по Л. де Ситтеру, 1950).
1 — автохтон, зона Дофине; 2 — Суббриансонская зона и ее породы в тектонических покровах; 3 — Бриансонская зона; 4—5 — покров Отапи (4) и олистостром в его основании (5); 6—7 — покров Парпайон (6) и его базальные чешуи (7); 8—9 — автохтон Ломбардских Альп: кристаллический фундамент (5) и вулканиты перми (9); 10 — скользящий глинистый горизонт нижнего триаса; 11 — известняки среднего триаса; 12 — терригенные породы верхнего триаса
Классический пример гравитационного покрова — флишевый покров Амбрюне-Юбей во Французских Альпах, подобно гигантскому языку проложивший себе путь между высокоподнятыми внешними кристаллическими массивами Пельву и Меркантур. Гравитационные покровы вообще очень характерны для горных сооружений Западного Средиземноморья. Особенно грандиозен их масштаб в районе Гибралтарской дуги, соединяющей Бетскую Кордильеру (Испания) и хр. Эр-Риф (Марокко) и пересекающей одноименный пролив. Установлено, что здесь флишевые покровы распространяются по дну океана на 500км (!) к востоку от пролива и достигают глубины 4000 м (!). Близкое по масштабу явление обнаружено в Ионическом море, на подводной окраине Сицилии и Калабрии. К гравитационным покровам могут быть отнесены также шарьяжи южного склона Большого Кавказа (Н.Б. Вассоевич и др.), но далеко не полностью. При определении гравитационного происхождения шарьяжей следует придерживаться тех же ограничений, которые были указаны для гравитационной складчатости,— должна существовать область тектонической денудации и т.д. Эти условия соблюдаются лишь для меньшей части покровов, а значительно большая их часть относится к категории компрессионных покровов (см. ниже).
Гравитационные покровы могут сначала перемещаться по дневной поверхности — это так называемые постэрозионные покровы, а затем спускаться в водоемы краевых прогибов, где распадаются на отдельные фрагменты и в конечном счете превращаются в олистостромы. Провести четкую грань между покровами и олистостромами в подобной ситуации очень трудно, особенно между останцами шарьяжей — клилпами и крупными сплошными пластинами известняков — олистоплаками. Окончания гравитационных покровов к тому же оказываются погребенными внутри молассовых толщ, т.е. представляют конседиментационное образование. Все эти явления наиболее ярко выражены во внутренних бортах Гвадалквивирского прогиба перед Бетской Кордильерой в Испании, в Предрифском прогибе Марокко и в Сицилии, а также в в среднем — верхнем карбоне Южного Тянь-Шаня.
Компрессионные покровы имеют общее происхождение со складчатостью регионального сжатия и течения. Во внутренних зонах это покровы пеннинского типа, возникающие из пакета лежачих складок с редуцированными нижними крыльями антиклиналей и с ядрами из глубокометаморфизованннх пород комплекса основания. Нередко они выражены в виде опрокинутых и растянутых гранитогнейсовых валов. Во внешних зонах преобладают покровы скалывания.
Корни покровов основания представлены теми же породами, но залегающими вертикально и сильно переработанными; такая картина наблюдается в тылу Пеннинской зоны Альп, где на поверхность выведены низы континентальной коры. В офиолитовых покровах, в их нижней, перидотитовой, части, развиты складки трения, вероятно, продукты их расплющивания в процессе перемещения. Во внешних зонах преобладают покровы скалывания, позникающие уже в более поверхностных условиях при более низких температуре и давлении.
Максимальная глубина образования покровов соизмерима с мощностью океанской коры и даже литосферы в срединных хребтах, а также с мощностью по крайней мере верхней части континентальной коры, включая весь гранитогнейсовый слой.
Минимальная глубина образования покровов, исходя из вязкости пород, геостатического давления и внутрипорового давления породы, противодействующего геостатической нагрузке, не может быть менее 1,5—2 км. При движении аллохтона поверхности смещения стремятся перейти на более высокий уровень, в связи с чем по мере приближения к земной поверхности они все более и более отклоняются от горизонтального положения и становятся крутыми, переходя в надвиги и взбросы. Переход смещения с одного уровня на другой обычно совершается вдоль пачек высокопластичных или водонасыщенных пород, что придает им ступенчатый характер, причем чем ближе к периферии складчатой системы, тем выше располагаются поверхности срыва (рис. 15.21).
Рис. 15.21. Тектонические покровы в Аппалачах со ступенчатым переходом смещения на все более высокий уровень. По Н. Вудворду и др., 1989
Скорости движения покровов могут быть рассчитаны лишь приблизительно, так как надежно устанавливается лишь время окончания движений, но не их начала. Д.Н. Андрусов для покровов Внутренних Западных Карпат, имеющих горизонтальную амплитуду в 80—90 км, время смещения считал от 4 до 15 млн лет при средней скорости от 6 до 12 мм в год. Близкие цифры получил И.И. Белостоцкий для покровов Динарид, время смещения которых исчисляется в 17 млн лет при средней скорости от 7 до 19 мм в год; наибольшие скорости смещения гравитационных покровов — 20—40 мм в год. Как установлено на ряде примеров, в Альпах и Карпатах смещение аллохтона происходило не плавно, а отдельными скачками. Для покровов Динарид И.И. Белостоцкий выделяет пять фаз движений от середины мела до раннего миоцена. Скорости движения в отдельные фазы достигали 24 мм в год.
Время окончательного становления покрова определяется по его запечатыванию слоями, не претерпевшими горизонтального смещения. Они образуют так называемый неоавтохтон.
В образовании покровов, как, впрочем, и других видов деформаций слоистых толщ, большое значение придается внутрипоровомy давлению воды или минеральных растворов, уравновешивающему вертикальную нагрузку и способному удержать пластины покровов в полувзвешенном состоянии, что в значительной степени облегчает их горизонтальное скольжение. По мнению И.И. Белостоцкого, гравитационное смещение аллохтона при таких условиях может осуществляться в условиях незначительного бокового стресса при углах наклона всего 1—3°.
Покровы могут играть важную роль при прогнозировании полезных ископаемых. В погребенных под верхними покровами, играющими экранирующую роль, слоях нижних покровных пластин в Карпатах и Скалистых горах Канады и США открыты месторождения нефти и газа; в Аппалачах они обнаружены в автохтоне. На Алайском хребте Тянь-Шаня в известняках карбона, залегающих под покровными сланцами силура, обнаружены месторождения ртути.
Вдвиги.Сейсмические исследования методом отраженных волн позволили выявить в последние годы еще один тип тангенциальных дислокаций сжатия — вдвиги. Такие дислокации были выявлены К.О. Соборновым на севере Предуральской системы прогибов и северо-восточном склоне Большого Кавказа. Они известны и в передовом прогибе Альберта Канадских Скалистых гор. Вдвиги не пыходят на поверхность, а представляют собой тектонические клинья, внедряющиеся в осадочные толщи передовых прогибов вдоль горизонтов повышенной пластичности. Механизм их образования ясен из рисунка (см. рис. 15.4).
Вертикальная и латеральная зональность складчато-разрывных дислокаций. Давно подмечено, что интенсивность и характер (стиль) складчато-разрывных дислокаций закономерно повышается, с одной стороны, с глубиной их формирования и, с другой стороны, по мере перехода от платформ к передовым прогибам и складчато-покровным сооружениям, а в пределах последних — к их осевым зонам. В полном объеме эта проблема была разработана в последние два десятилетия Е.И. Паталахой с сотрудниками, в основном на материале Казахстана; их представлениям мы и следуем в дальнейшем изложении.
Вертикальную зональность дислокаций Е.И. Паталаха логично связывает с изменением термодинамических (Р—Т) условий, определяющих реологические свойства пород — их вязкость, но последняя во многом зависит и от их литологического состава. Поскольку тот же принцип лежит в основе выделения зон и фаций метаморфизма, Е.И. Паталаха также различает эпизональную, мезозональную и катазональную тектонику или, сокращенно, эпи-, мезо-, и кататектонику, привязывая их к фациям метаморфизма, характерным соответственно для эпи-, мезо- и катазоны метаморфизма1. Однако, признавая главным фактором вертикальной зональности дислокаций термодинамические условия, следует учитывать, что вязкость пород зависит не только от Р—Т условий, но и от их литологической природы, а интенсивность деформаций — от величины тангенциального стресса.
1 Современные специалисты в области метаморфизма горных пород, кроме, пожалуй, французских, мало пользуются этими понятиями, считая их, очевидно, упрощенными и потому устарелыми, но иногда, и особенно в данном случае, они представляются полезными.
Эпизона дислокаций характеризуется прежде всего тем, что участвующие в ней породы не затронуты метаморфизмом и, следовательно, ее нижняя граница примерно совпадает с изотермой 100°. К ней относятся отложения платформенных чехлов, молассового выполнения передовых и межгорных прогибов (практически полностью), внешних зон и областей погружения (периклиналей) складчато-покровных сооружений (в большей их части); сюда же полностью или почти полностью входит океанская кора. В стратиграфическом отношении эпизона включает почти все мезозойско-кайнозойские отложения, значительную часть палеозойских и верхнепротерозойских, небольшую — средне- и нижнепротерозойских и очень небольшую — верхнеархейских. Интенсивность деформаций в этой зоне и морфология дислокаций здесь в значительно большей мере, чем в мезозоне и тем более в катазоне, зависит от литологического состава пород, от глубины их залегания и величины деформирующих напряжений. В число типов складчатости, формирующихся в эпизоне, Е.И. Паталаха включает и экзогенную, в частности поверхностно-гравитационную, складчатость; возможно, ее следовало все же рассматривать отдельно. Несколько особый случай представляет также соляная и вообще диапировая тектоника, поскольку ядра диапиров резко выделяются повышенной деформированностью. Наиболее типичны для эпизоны складки продольного и отчасти поперечного (отраженная складчатость платформ, диапиры) изгибов и хрупкие разрывы. Дислокации в общем малоупорядочены в плане и разрезе; исключение составляют дислокации внешних зон орогенов и прилегающих крыльев молассовых прогибов. Встречаются зоны меланжа — в подошве тектонических покровов, в зонах крупных сдвигов.
Мезозона дислокаций охватывает породы, затронутые начальным (метагенез, цеолитовая фация) и зеленосланцевым метаморфизмом; примерный температурный диапазон — 100—550°. Наиболее характерным признаком перехода от эпи- к мезозоне служит появление кливажа, которое происходит на стратиграфической глубине б—9 км в складчатых областях (но не на платформах и не в орогенных прогибах). При этом кливаж по мере возрастания температуры и давления вначале носит селективный характер — им затрагиваются лишь наиболее пластичные, наименее вязкие глинистые породы, но в конечном счете становится сквозным, затрагивая всю гамму пород. Мезотектоника проявляется в основном в осевых зонах складчатых сооружений, распространяясь на прилегающие подзоны их внешних зон, т.е. на отложения континентального склона и подножия (пример — западный склон Урала). Стратиграфически в мезозону входят отложения начиная с мезозойских (изредка и низы кайнозоя) и далее, в возрастающей степени, отложения от палеозойских до протерозойских, а также отчасти архейские (верхпеархейские). Для мезозоны типична упорядоченная, в смысле выдержанной линейности и вергентности, складчатость, преимущественно складки продольного изгиба и скалывания, разломы от хрупких в верхах до вязких в низах зоны.
В катазоне породы метаморфизованы в амфиболитовой и гранулитовой фациях (температура >550°). Этой зоне принадлежит подавляющая часть раннедокембрийских образований фундамента континентальных платформ (кроме зеленокаменных поясов архея), складчатых систем и срединных массивов (микроконтинентов), а также протоплатформенных чехлов нижнего протерозоя. Метаморфизму этих фаций подверглись также, в убывающей степени, верхнепротерозойские, палеозойские и редко мезозойские отложения. Складчатость и в плане и в разрезе носит чрезвычайно сложный, многопорядковый и даже причудливый характер. Кливаж замещается кристаллизационной сланцеватостью, разрывы исключительно вязкие; очень характерны крупные зоны вязких сдвигов, а также будинаж и муллион-структуры. Все деформации выражаются интенсивным течением пород, вязкость которых резко снижается в условиях высоких температур.
Переходя к латеральной зональности дислокаций, отметим, что Е.И. Паталахой введено понятие тектонофаций и разработана подробная их классификация по возрастающей интенсивности деформаций, включая 10 классов, объединенных в 3 группы - низшую (4 класса), среднюю (3 класса) и высшую (3 класса). При выделении тектонофаций учитывался целый комплекс признаков: морфология складчатости, характер трещин и разрывов, их густота, кливаж, его соотношение со складчатостью, развитие будинажных и муллион-структур, тектонитов (всего 22 признака).
Многие параметры, особенно относящиеся к морфологии складок, выражены количественными показателями (более подробно см. книгу Е.И. Паталахи, 1985). Выделенные три группы тектонофаций примерно соответствуют вертикальной зональности: высшая группа характерна только для катазоны: в мезозоне и эпизоне встречается весь диапазон тектонофаций, но в эпизоне преобладают низшие тектонофации, а высшие встречаются скорее в виде исключения.
Тектонодинамические системы и тектонодинамический анализ.В данной главе мы рассмотрели тектонические дислокации определенного масштаба, т.е. определенного иерархического уровня, в то время как в предыдущих главах (5—14) речь шла о структурах более низкого ранга, а в гл. 3, где излагались основы теории тектоники литосферных плит, — о глобальном, т.е. самом низком уровне этих дислокаций. Таким образом, уже в эмпирически разработанном ранжировании тектонических структур были заложены основы их системного анализа. Однако вполне осознанно и методологически обоснованно такой анализ был впервые проведен в труде П.Н. Николаева «Методика тектонодинамического анализа», посмертно опубликованном в 1992 г. В этом труде убедительно показано, что рациональный анализ условий образования разномасштабных тектонических дислокаций требует их разложения на разноранговые тектонодинамические системы и раздельного изучения. Этот подход, названный его автором тектонодинамическим анализом, применен в его работах к восстановлению полей напряжения и механизмов формирования новейших тектонических структур. Но, как справедливо отмечает Н.И. Николаев, такой подход может быть с успехом применен и при изучении древних структурных парагенезов, при палеотектонических реконструкциях.