Образование гор и горных поясов

Горные сооружения и хребты обычно образуют узкие, линейные или дугообразные складчатые структуры, расположенные, как правило, по периферии стабильных континентальных платформ. Обычно горные сооружения сложены смятыми в складки. До появления теории тектоники литосферных плит механизмы возникновения региональных надвигов и геосинклинальной складчатости фактически оставались невыясненными. По поводу природы этих процессов высказывалось много разных точек зрения, часто полностью исключающих друг друга, но ни одна из них не удовлетворяла всей совокупности геологических данных о строении горных поясов Земли. С появлением новой теории стало ясно, что все без исключения складчатые горные сооружения, часто осложнённые региональными надвигами, возникают только перед зонами поддвига плит или в непосредственной близости от них за счёт сжатия и деформации попавших в эти зоны мощных осадочных толщ, самих островных дуг или континентальных окраин.

Английский геолог Дж. Дьюи (Dewey, 1970), проанализировав тектоническое строение разных горных поясов мира, выделил четыре основных генетических типа региональных надвигов и складчатых структур, возникающих:при деформации островных дуг и активных окраин континентов (в случаях, когда под них пододвигается океанская литосфера), при надвигании островных дуг на пассивные окраины континентов Атлантического типа и при столкновении континентов (рис. 90-92).







Отметим, что всегда складчатость осадочных толщ, часто сопровождаемая образованием чешуйчатых надвигов и шарьяжей, возникает только в случаях, когда эти толщи оказываются пододвинутыми под фронтальные участки островных дуг и активных окраин континентов, а после столкновения островных дуг или континентов и в тылу этих структур. Важно, что новая теория при этом позволила понять природу образования и даже количественно рассчитать режимы формирования краевых прогибов, в которых обычно и накапливаются мощные толщи осадков, которые затем (при столкновении континентальных окраин с островными дугами) сминаются в складки. На рис. 93, на примере Южноамериканских Анд, изображена генерализированная схема деформаций активной окраины континентов. Из этой схемы видно, что тела горных сооружений такого типа, как, впрочем, и тела большинства островных дуг, оказываются разбитыми двумя падающими навстречу друг другу системами сдвиговых разломов, вдоль которых и происходят главные подвижки и деформации. Вдоль этих же разломов происходит и циркуляция вещества в телах активных окраин континентов (а также островных дуг), возникающая благодаря трению и тектонической эрозии подошвы литосферного (корового) выступа, перекрывающего собой пододвигаемую океаническую плиту. В результате этого разрушаемое вещество фронтальных участков надвигаемой плиты вместе с переработанным веществом пододвигаемой океанической коры последовательно перемещается от фронтальных к тыловым участкам горного сооружения и постепенно «омолаживает» их.



Так, по нашим оценкам (Геодинамика, 1979), скорость тектонической эрозии Курильской островной дуги достигает 0,3 см/год, и, следовательно, всё её тело шириной около 300 км должно было быть полностью переработанным приблизительно за 100 млн лет. По-видимому, поэтому на Курильских островах и не встречаются породы старше позднемелового возраста. Все же многообразие наблюдаемых в реальных условиях структурных форм складчатых поясов Земли в основном определяется сложными сочетаниями отмеченных выше более простых случаев их деформации, на которые впоследствии иногда ещё накладываются дополнительные тектонические процессы иной природы (например, рифтообразование). При возрастании тектонической активности Земли усиливается давление на островные дуги и задуговые спрединговые бассейны со стороны пододвигаемых под них океанических плит. В результате задуговые бассейны закрываются, а на тыловые части островных дуг или смежные окраины континентов надвигаются (обдуцируют) офиолитовые покровы — участки бывшей океанической коры этих бассейнов. Офиолитовые покровы могут возникать и при закрытии узких океанических бассейнов Красноморского типа. Происходит это в тех случаях, когда режим растяжения таких бассейнов меняется на режим их сжатия.

Островные дуги обычно закладываются на океанической литосфере, поэтому в их основании часто залегает бывшая океаническая кора. В дальнейшем при развитии деформаций в теле дуги и под влиянием давления со стороны пододвигаемой плиты, на её поверхность может быть надвинуто и основание дуги, т. е. бывшая океаническая кора, образующая теперь офиолитовый покров (рис. 94), причём в этом случае такие надвиги (обдукция) происходят со стороны фронтальных частей дуги на её тыловые участки. Часто под образовавшимися таким путём офиолитовыми покровами залегают глаукофансланцевые породы, образовавшиеся под подошвой островной дуги и метаморфизованные при сравнительно низких температурах около 300-500 °С, но под влиянием высоких давлений порядка 6-10 кбар, соответствующих глубинам подошвы тела островной дуги около 25-40 км. Если при этом такие офиолит-глаукофансланцевые покровы оказываются надвинутыми на вулканические области островных дуг, характеризующиеся метаморфизмом высоких температур, но низких давлений, то возникают пояса так называемого парного метаморфизма.



Парные регионально-метаморфические пояса противоположного характера по РТ-условиям широко распространены во многих районах Тихоокеанского подвижного кольца. Обычно они близки по возрасту и протягиваются параллельно друг другу на значительные расстояния, но один из таких поясов относится к типу низкого, а другой -высокого давления, хотя отдельные участки каждого из них могут принадлежать и к типу среднего давления. Парные пояса метаморфизма хорошо изучены в Японии (рис. 95), описаны в Калифорнии, Чили, Новой Зеландии, а также в Шотландских каледонидах (Миясиро, 1976) и, вероятно, на Урале (Максютовский комплекс).



Метаморфические пояса высоких температур (около 600-700 °С и выше) и низкого давления (порядка 0,5-3 кбар), как правило, сопровождаются множеством гранитных интрузий, а цепи андезитовых вулканов на островных дугах и активных континентальных окраинах — это поверхностные индикаторы зон метаморфизма низкого давления и связанного с ним гранитного магматизма. С этой точки зрения метаморфический пояс низкого давления можно рассматривать как пояс гранитного плутонизма и андезитового вулканизма (Миясиро, 1976).

В геологическом строении Земли важную роль играли межконтинентальные горные пояса, по сути являющиеся шовными зонами, соединяющие друг с другом смежные континентальные платформы более древнего возраста. Фактически межконтинентальные горные пояса, большинство из которых уже давно денудировано, слагают собой большую часть постархейской континентальной коры. Из фанерозойских подвижных поясов этого типа можно назвать раннепалеозойский Северо-Атлантический пояс, в который входят каледониды Аппалачей, Шотландии и Норвегии, образовавшиеся на месте Палеоатлантического океана Япетус, а также Урало-Казахстанский складчатый пояс герцинского возраста, спаявший около 230 млн лет назад Гондвану и северные материки в единый суперконтинент — вегенеровскую Пангею. Из более молодых структур этого типа следует отметить мезозойский Верхояно-Колымский складчатый пояс, возникший на месте Восточносибирского палеоокеана и причленивший Колымский массив и Чукотку к Сибирской платформе. Наконец, наиболее молодой и грандиозный Альписко-Гималайский горный пояс кайнозойского возраста образовался при закрытии палеоокеана Тетис и соединил Африку, Аравию и Индию с Евразией (см. рис. 89).



Из более древних межконтинентальных шовных зон, объединивших фрагменты докембрийских платформ и щитов, следует отметить складчатые пояса свекофеннского возраста, спаявшие «осколки» распавшегося в раннем протерозое первого в истории Земли суперконтинента Моногея в новый суперконтинент — Мегагею Штилле. Следующий, третий суперконтинент, Мезогея (или Родиния), был спаян межконтинентальными подвижными поясами гренвильского возраста из «осколков» распавшейся перед этим Мегагеи, так же как позднерифейские и фанерозойские пояса соединили «осколки» Мезогеи в вегенеровскую Пангею.

Каковы же общие черты развития всех этих межконтинентальных горных поясов? Впервые этот вопрос был освещён в рамках геосинклинального учения. Однако оно всегда носило описательный характер, не объясняло природы процесса формирования земной коры и тем более никогда не раскрывало причинно-следственных связей в этом процессе. К тому же в последнее время понятие «геосинклинальное развития земной коры» настолько расширили, включив в него разноплановые геологические процессы, начиная от процесса формирования пород офиолитовой формации до процесса становления складчатых поясов, что исходный термин постепенно потерял свою былую информационную нагрузку и, по сути, превратился в синоним понятия «образование земной коры».

Но, как теперь известно, океаническая и континентальная земная кора образуются в разных геологических условиях (соответственно в рифтовых зонах и зонах поддвига плит) при установлении прямо противоположных динамических режимов (растяжения и сжатия) и за счёт действия различных процессов (в первом случае это дифференциация мантии и гидратация мантийных пород, а во втором — дегидратация и магматическая переработка океанической коры и осадков, часто с повторным переплавлением континентальной коры). Поэтому имеет смысл либо ограничить понятие «геосинклинального процесс» только образованием континентальной коры над зонами поддвига плит, убрав из этого понятия стадию образования пород офиолитового комплекса (т.е. океанической коры), либо (что лучше) принять предложение Л. П. Зоненшайна и отказаться от этого термина, считая, что он уже не отвечает требованиям современной геологической теории, подобно тому как это сделали в своё время физики, отказавшись от понятий «флогистон» и «эфир».

С появлением тектоники литосферных плит выяснилось, что описание процессов формирования складчатых поясов Земли и земной коры (как океанической, так и континентальной) удобнее и точнее проводить в терминах новой теории, а не геосинклинального учения. Для примера кратко рассмотрим с точки зрения этой теории происхождение межконтинентальных горных поясов отмеченных выше типов. Общей чертой их развития является определённая последовательность событий, связанных с расколами континентов, образованием и закрытием молодых океанических бассейнов Атлантического типа, деформациями и магматической переработкой бывших континентальных окраин и повторными соединениями материковых массивов в новые континенты. Впервые с точки зрения тектоники литосферных плит такую стадийность событий описал и, главное, обосновал канадский геолог Дж. Вильсон в 1968 г. С тех пор последовательность процессов формирования межконтинентальных океанических бассейнов и возникающих на их месте горных поясов называют циклом Вильсона (рис. 96).



Согласно этой модели, дополненной современными представлениями о последовательности формирования и разрушения суперконтинентов, подвижные пояса рассматриваемого типа всегда возникают на континентальной коре и характеризуются длительным развитием, порядка 800 млн лет. Обычно формирование такого пояса начинается с импульсов раскола существовавшего в это время суперконтинента и образования в условиях растяжения коры континентальной рифтовой системы Восточно-Африканского типа с характерным для таких зон бимодальным вулканизмом (рис. 96, ситуация 1). По мере раздвижения обособившихся континентальных массивов, на месте континентальной рифтовой зоны постепенно формируется сначала узкий морской бассейн Красноморского типа, но уже с океанической корой и базальтовым магматизмом (рис. 96, 2), а затем и настоящий океан Атлантического типа (рис. 96, 3 и 4). На этой стадии развития пояса континентальная окраина (т.е. будущая миогеосинклинальная зона) испытывает постоянные погружения, происходящие в связи с опусканием «припаянной» к такой окраине океанической литосферы. Следовательно, и здесь закон опускания окраины континента со временем t определяется выражением Δh ~ √t, лишь с иным значением коэффициента пропорциональности, поскольку положительная плавучесть и упругость континентальной литосферы препятствуют таким прогибаниям континентальных окраин, а накопление осадков, наоборот, им способствует. На данной стадии, отвечающей по классической геосинклинальной схеме стадии начальных погружений, в это время здесь накапливаются мощные толщи терригенных песчано-глинистых и морских карбонатных осадков. За время же существования такого расширяющегося океана (порядка 200 млн лет) на его континентальных окраинах накапливаются мощные (до 15-18 км) толщи терригенных осадков.

Как правило, на этих этапах развития подвижного пояса заканчивается процесс распада суперконтинента и центробежное раздвижение обособившихся ранее материков сменяется их центростремительным сближением. На этом этапе, который можно сопоставить уже со зрелой стадией развития геосинклинали, обстановка растяжения в регионе меняется на сжатие. При этом ранее образовавшийся океан начинает закрываться и на месте бывшей рифтовой зоны (т.е. там, где литосферная плита наиболее тонкая) возникает новая островная дуга — будущая эвгеосинклинальная зона с характерным андезитовым магматизмом (рис. 96, 5). В фазу закрытия океана широкое развитие получает островодужный, известково-щелочной магматизм, природу которого мы уже отмечали выше. При дальнейшем закрытии океана континентальная окраина также продолжает опускаться, но уже под давлением приближающейся к ней островной дуги, что приводит к резкому увеличению скорости её погружения, особенно на последней фазе этой стадии, когда островная дуга начинает надвигаться на континентальную окраину. В это же время происходит смятие накопившихся за все время существования океана осадочных толщ перед фронтом островной дуги и её надвигания на пассивную окраину одного из континентов, а также образование офиолитовых покровов (рис. 96, 6).

После этого закрываются ещё сохранившиеся участки бывшего океана в тылу островной дуги, происходит полное закрытие всего океана и смятие осадочных толщ на обеих континентальных окраинах, обрамлявших ранее бывший океан (рис. 96, 7). На орогенном этапе развития пояса за сравнительно короткое время (порядка нескольких миллионов лет) осадочный чехол на бывшей континентальной окраине (т.е. в миогеосинклинальной зоне) сминается в складки. В это время часто под влиянием все возрастающего давления плит изменяется и направление их поддвига. В результате вертикальные движения на бывшей континентальной окраине могут изменить свой знак, и тогда возникшие здесь складчатые сооружения начинают воздыматься. В это время максимальной интенсивности достигают надвиговые и разрывно-складчатые деформации в теле бывшей островной дуги, т. е. в эвгеосинклинальной зоне. В результате переплавления попадающих в зону поддвига плит осадочных толщ бывшей континентальной окраины в это время меняется и сам геосинклинальный магматизм — на смену известково-щелочному (типично островодужному) приходит кислый магматизм с обильными внедрениями гранитных интрузий и широким развитием регионального метаморфизма (природа такого магматизма и метаморфизма была рассмотрена выше).

Продолжающееся сближение смежных континентов при образовании нового суперконтинента или его фрагментов приводит к сжатию подвижного пояса, возникшего на месте бывшего океана, и как следствие этого к горообразовательным процессам, воздымающим вершины такого горного пояса до 7-8 км над уровнем океана, как это, например, сейчас наблюдается в горных сооружениях Гиндукуша, Памира и Гималаев (рис. 96, 8). Для этой стадии развития межконтинентальных горных поясов характерными являются внедрения крупных гранитных батолитов и риолитовый вулканизм. После консолидации возникшего таким путём горного пояса наступает стадия его денудации и выравнивания, которая может продолжаться многие сотни миллионов лет (рис. 96, 9). После почти полного выравнивания горного пояса на поверхности обнажаются глубокометаморфизованные породы основания и он превращается в часть обычной континентальной платформы.

Таким образом, из приведённого краткого описания процесса образования «типичного» межконтинентального складчатого пояса видно, что классическая схема развития геосинклиналей действительно вписывается в один из возможных вариантов развития подвижных поясов. Однако новая теория точнее описывает природу процесса, позволяет пойти дальше, рассмотрев другие пути развития подвижных зон, например, Андийского типа, и, что очень важно, она, в отличие от геосинклинального учения, помогает вскрывать причинно-следственные связи процесса формирования земной коры и отдельных подвижных поясов Земли.