Альпийская тектономагматическая эпоха

В геологической истории Земли за длительное время ее существования происходили различные события. Эпохи необычайно интенсивной магматической деятельности сменялись длительными периодами со слабым проявлением вулканической и магматической активности. Эпохи усиленного магматизма характеризовались высокой степенью тектонической активности, то есть значительными горизонтальными перемещениями континентальных блоков земной коры, возникновением складчатых деформаций, разрывными нарушениями, вертикальными движениями отдельных блоков, а в периоды относительного спокойствия геологические изменения рельефа земной поверхности оказывались слабыми.

Данные о возрасте изверженных пород, полученные различными методами радиогеохронологии, дают возможность установить существование сравнительно коротких эпох магматической и тектонической активности и длительных периодов относительного покоя.

Это, в свою очередь, позволяет провести естественную периодизацию истории Земли по геологическим событиям, по степени магматической и тектонической активности. Сводные данные о возрасте изверженных пород, по сути дела, являются своеобразным календарем тектонических событий в истории Земли. На основании исследований главным образом гранитных интрузий уточнен возраст тектономагматических циклов (эпох) в истории Земли.

Актуальность выбранной темы обусловлена тем, что месторождения полезных ископаемых приурочены к складчатым областям. В таких областях они нередко образуют огромные по протяженности рудные (металлогенические) пояса, связанные своим происхождением с глубинными разломами в земной коре. Территории подобных поясов служат сырьевыми базами горнодобывающей и металлургической промышленности, зачастую определяя хозяйственную специализацию отдельных районов и даже целых стран.

Цель работы — рассмотреть альпийскую тектономагматическую эпоху.

Исходя из поставленной цели, необходимо решить следующие задачи: рассмотреть и кратко описать основные тектономагматические эпохи в истории Земли, изучить и подробно описать альпийскую тектономагматическую эпоху, исследовать альпийскую складчатость, и описать строение альпийских геосинклинальных поясов.

Работа состоит из введения, трех глав и заключения. Включает в себе семь рисунков и четыре приложения.

Введение

раскрывает актуальность, определяет степень научной разработки темы, объект, предмет, цель, задачи и методы исследования. В первой главе кратко описываются основные тектономагматические эпохи в истории Земли. Вторая глава посвящена альпийской тектономагматической эпохе, рассматривается время ее проявления и тектонические события, которые сопровождали эпоху тектоногенеза, выявляется закономерность распределения месторождения рудных полезных ископаемых с областями проявления альпийской складчатости. В третьей главе описываются основные области альпийской складчатости: Альпийско-Гималайский и Тихоокеанский геосинклинальные пояса.

Курсовая работа написана при использовании литературы по общей геологии, геотектонике с основами геодинамики, исторической геологии, раскрывающим затронутую в работе тему, а также научным статьям и электронным интернет-сайтам.

Список использованных источников

представлен в конце курсовой работы.

Личный вклад автора в написании работы — это изучение и анализ литературы и научных статей, построение таблиц на основе литературных источников.

ГЛАВА 1. ОСНОВНЫЕ ТЕКТОНОМАГМАТИЧЕСКИЕ ЭПОХИ

Определение возраста различных изверженных пород позволило не только установить продолжительность геологических периодов, но и выделить наиболее древние горные породы Земли. В настоящее время известно, что документированные следы жизни на Земле возникли свыше 3 млрд. лет, самые древние осадочные породы обладают возрастом немногим более 3,8 млрд. лет, а возраст Земли оценивается в 4,6−5 млрд. лет, хотя некоторые ученые считают эти цифры завышенными.

Установлено, что эпохи интенсивной вулканической деятельности были кратковременными и разделялись длительными эпохами со слабым проявлением магматизма. Эпохи усиленного магматизма характеризовались высокой степенью тектонической активности, то есть значительными вертикальными и горизонтальными движениями земной коры.

Данные о возрасте изверженных пород дают возможность установить существование сравнительно коротких эпох повышенной магматической и тектонической активности и длительных периодов относительного покоя. Это, в свою очередь, позволяет провести естественную периодизацию истории Земли (приложение 1) по степени тектонической и магматической интенсивности. Сводные данные о возрасте изверженных пород, по сути дела, являются календарем основных тектонических событий в истории Земли. На основании исследований главным образом гранитных интрузий уточнен возраст тектономагматических циклов (эпох) в истории Земли. То вместе с тем необходимо отметить, что время проявления этих циклов на материках неодинаково и имеются частые отступления от планетарной единовременности этих процессов.

Таким образом, тектономагматическая эпоха (цикл) — период времени, охватывающий взаимосвязанные и направленные проявления тектонической и магматической активности в подвижных поясах от зарождения геосинклинали и превращения ее складчатую область вплоть до окончательной ее консолидации и завершения тектонических и магматических процессов. Соответственно с выделяемыми эпохами складчатости различаются, например, байкальский, каледонский; герцинский, киммерийский, альпийский тектономагматические циклы. Обычно подразделяется на 3−5 естественноисторических стадий, или этапов. Большинством исследователей различаются собственно геосинклинальная, орогенная (инверсионная) и посторогенная стадии, или этапы, развития циклов тектономагматических, в ходе которых соответственно развивается инициальный, орогенный и посторогенный магматизм с направленной сменой основных магм сначала кислыми, а затем разнообразными — кислыми, средними и основными. Представление о циклах тектономагматических было впервые сформулировано Штилле в 1940 году и независимо от него в СССР Николаевым в 1944, 1953 годах и Билибиным в 1947 году.

Таблица 1

Возраст тектономагматических эпох [3]

О.Г. Сорохтин на основании определения времени образования гранитных интрузий уточнил возраст тектономагматических эпох (циклов) в истории Земли. Вместе с тем необходимо отметить, что тектоническая и магматическая активность в отдельных районах по времени часто не совпадает с тектономагматическими эпохами планетарного характера. Следовательно, в разных районах мира возможны довольно существенные разбросы возраста тектономагматических эпох.

В таблице 1 время растет снизу вверх, так что ранние времена располагаются ниже поздних, подобно тому, как при нормальном напластовании в земной коре древние пласты осадочных пород лежат ниже молодых.

Приведенные в таблице 1 наименования тектономагматических эпох происходят от мест нахождения наиболее типичных из соответствующих изверженных пород. Эпохи без наименований установлены О. Г. Сорохтиным и не являются общепризнанными; возрасты эпох 5, 9 и 13 подтверждены новейшими материалами канадских ученых. Отметим, что вследствие общей тенденции развития континентальной земной коры в сторону все возрастающей ее неоднородности с течением времени возможны все более частые отступления от планетарной одновременности и, следовательно, разбросы возрастов вспышек тектонической активности в разных районах мира. Вместе с тем в более молодых эпохах (по которым на поверхности Земли, естественно, больше материалов) мы способны различать большее число деталей или фаз тектонической активности, которые в таблице 1 еще не указаны.

Во время белозерской тектономагматической эпохи в начале архея и кольской эпохи в середине архея в земной коре развились процессы гранитизации осадочных пород и образовались первичные гранитоидные участки сравнительно небольших размеров, содержащие плагиограниты (продукты гранитизации амфиболитов, диабазов и спилитов) и гранитные мигматиты (гибридные породы, образующиеся из смеси сланцеватых пород с проникавшей в них кислой магмой). Одновременно с процессами гранитизации возникали первые осадочные бассейны. Для этого времени известны не только терригенные (правда, подвергшиеся сильному метаморфизму) толщи, но и карбонатные породы, и даже образования кор выветривания.

В кеноранскую тектономагматическую эпоху в конце архея эти процессы привели уже к образованию ядер всех будущих континентальных платформ. В течение последующих тектономагматических эпох гранито-гнейсовые ядра платформ нарастали. Последнее существенное приращение произошло во время балтийской тектономагматической эпохи, создавшей рубеж между нижним и средним протерозоем.

В это время в накопившихся осадочных толщах образовались огромные плутоны гранитоидов с площадями до тысяч квадратных километров (примером могут служить полосчатые гранитоиды Украины со следами огнейсованных сланцев и слоистости); появились и продукты гранитизации изверженных пород основного состава — чарнокиты; в то же время, возможно, в связи с появлением карбонатных осадочных пород, впервые сформировались щелочные интрузии. Весь этот этап развития земной коры, начавшийся с Кеноранской эпохи, в течение которого происходило образование первичного гранито-гнейсового слоя земной коры и формирование древних платформ, завершился карельской тектономагматической эпохой. В результате этого этапа сформировались древние области континентальной земной коры, существующие ныне в виде десяти платформ — Европейской (Русской), Восточно-Сибирской, Китайско-Корейской, Таримской, Индостанской, Африкано-Аравийской, Северо-Американской, Южно-Американской, Австралийской и Восточно-Антарктической. В их пределах выделены щиты, то есть участки платформ, испытывавшие в течение своей истории преимущественно поднятия и поэтому обладающие относительно более тонкой корой и почти или даже вовсе не имеющие чехла осадочных пород (кристаллический фундамент платформ в области щитов выходит на поверхность Земли). Таковыми являются, например, Балтийский и Украинский щиты Русской платформы, Анабарский и Алданский щиты Восточно-Сибирской платформы, Канадско-Гренландский щит Северо-Американской платформы, Гвианский, Западно-Бразильский и Восточно-Бразильский щиты Южно-Американской платформы, Капско-Аравийский щит Африканской платформы.

Еще не известно, как были распределены по поверхности Земли в Карельскую эпоху существующие ныне десять древних платформ. Учитывая аналогичность и одновременность стадий их формирования, можно предположить, например, что они образовывали тогда единый континент, занимавший континентальное полушарие, окруженный единым океаном (который, грубо говоря, имел тогда глубины и объем около двух третей современного Мирового океана). Такое предположение высказывали Г. Штилле (называвший этот единый континент Мегагеей, то есть Большой Землей) и советские геологи С. С. Кузнецов, А. В. Пейве и В. М. Синицын.

После карельской эпохи, начиная с нижнего рифея, характер развития земной коры изменился. Древние платформы в основном стабилизировались и в дальнейшем испытывали лишь частные внутриплатформенные прогибы, не затрагивавшие щитов и проходившие, по-видимому, вдоль следов древних подвижных поясов (например, Катангинский складчатый пояс в Африке или девонский Днепровско-Донецкий прогиб в Русской платформе, разделяющий Украинский щит и Воронежскую глыбу). Зато они, по-видимому, могли раскалываться на части, испытывавшие затем движения друг относительно друга и растущие за счет подвижных поясов, образующихся на их периферии, но растущие более медленно по сравнению с древними платформами и неодновременно.

Таким образом, если кеноранская и балтийская эпохи отличались наиболее интенсивным магматизмом после катархея и имели глобальный характер, то тектономагматические эпохи рифея и фанерозоя характеризовались уже постепенным угасанием магматизма и его растущей неоднородностью в пространстве, связанной с усиливавшейся неоднородностью земной коры.

Нижний рифей был эрой высокого стояния и, следовательно, осушения континентов (как говорят, геократической эрой). Он завершился Готской тектономагматической эпохой, во время которой на большинстве континентов развились повторные метаморфизм и гранитизация дорифейских пород (и лишь в Кибарской геосинклинали в Центральной Африке и, может быть, в немногих других местах имел место свежий геосинклинальный магматизм). Полагают, что в то время возникли новые подвижные поясы («великое обновление» структурного плана земной коры — отсюда и название «неогей» для всего последующего времени), развивавшиеся затем серией вспышек в течение всего неогея, по наетоящее время включительно. Сейчас это Западнои Восточно-Тихоокеанские, Атлантическая, Уральская и Аравийско-Мозамбикская меридиональные и Арктическая, Средиземноморская и Южноокеанская широтные зоны, в ячейках между которыми располагаются древние платформы.

Средний рифей в целом был эрой некоторого оседания платформ и наступания моря (талассократической эрой). Он завершился Гренвильской тектономагматической эпохой, которая была наиболее интенсивной в Канаде и Южной Африке; в это время, как и в Готскую эпоху, гранитизация охватывала преимущественно древние, ранее уже гранитизированные породы.

В верхнем рифее продолжалось оседание Китайской, а также севера и востока Русской платформ, а на Северо-Американской, Сибирской и Австралийской платформах появилась тенденция к воздыманию. Эта эра завершилась катангинской, или раннебайкальской, тектономагматической эпохой, которая на разных платформах была не вполне одновременной; на севере Китайской, юго-западе Северо-Американской и на Индостанской платформах катангинский магматизм отсутствовал. Венд еще оставался эрой низкого стояния всех платформ, кроме Северо-Американской. Его завершила салаирская, или позднебайкальская, тектономагматическаяэпоха.

Ряд ученых, и в их числе Н. М. Страхов, полагает, что после байкальских тектономагматических эпох существующие ныне четыре континентальные платформы южного полушария — Африкано-Аравийская, Южно-Американская, Австралийская и Антарктическая-вместе с Индостанской платформой образовывали единый южный суперконтинент Гондвану, отличавшийся в начале фанерозоя высоким стоянием, тогда как Европейская и Северо-Американская платформы еще были перекрыты трансгрессиями моря.

Каледонская тектономагматическая эпоха характеризовалась не только усилением магматизма, но и подъемом и образованием в северном полушарии нового суперконтинента Лавразии. Этот суперконтинент, состоящий из Северо-Американской, Восточно-Европейской, Сибирской и Китайской платформ отделялся от Гондваны крупным океаном — палео-Тетисом В отличие от более древних этапов тектономагматический эпохи фанерозоя вследствие сохранности горных пород и их хорошей изученности подразделяются на целый ряд фаз. Последние, так же как и сами тектоно-магматические эпохи характеризовались высоким стоянием континентов над уровнем моря (преобладание воздымания), развитием магматизма и значительными тектоническими движениями. Такие фазы названы геократическими. В противоположность им талассократические фазы продолжительнее по времени. Для них характерно активное прогибание платформ и развитие трансгрессии, то есть наступания моря на сушу, и мощное осадконакопление.

В составе каледонской тектономагматической эпохи выделяются таконская и позднекаледонская фазы. В результате столкновения континентов были образованы горно-складчатые системы, носящие название каледонид. Они сохранились на западе Северо-Американской платформы (Аппалачи), в Центральной Азии (Центральный Казахстан, Алтай, Саяны, Монголия), Восточной Австралии, на острове Тасмания и в Антарктиде.

В герцинскую тектономагматическую эпоху произошло соединение в единый материк Пангею Гондванского и Лавразийского суперконтинентов. Так же, как и в позднем рифее, Пангею омывал единый океан. Герцинская тектономагматическая эпоха подразделяется на бретонскую, судетскую, астурийскую, заальскую и пфальцскую фазы. Столкновение континентов привело к возникновению крупных горных систем, носящих название герцинид. Все они располагаются на перифериях древних платформ. К ним относятся Тибет, Гиндукуш, Каракорум, Тянь-Шань, Алтай, Куньлунь, Урал, горные системы Центральной и Северной Европы, Южной Америки, Северной Америки (Аппалачи, Кордильеры), Северо-Западной Африки и Восточной Австралии. В эту же эпоху в результате консолидации складчатых областей образовались так называемые эпигерцинские плиты, или молодые платформы, — Скифская, Туранская, Западно-Сибирская плиты и др.

В киммерийскую тектономагматическую эпоху, подразделяющуюся на раннеи позднекиммерийскую фазы, произошли внедрение интрузий различного состава в пределы подвижных поясов, распад Пангеи и горообразование. В течение триасового, юрского периодов и раннемеловой эпохи вновь возникли супер-континенты Лавразия и Гондвана, разделенные молодым океаном Тетис и Южной Атлантикой. Горообразовательные процессы проявились главным образом на окраинах Лавразии. Значительные движения испытали и ранее возникшие горные системы Аппалачей и Кавказа. Альпийская тектономагматическая эпоха началась в конце мелового периода и продолжается до настоящего времени. С нею связаны не только внедрение интрузий кислого, основного и щелочного составов в подвижных поясах, возникновение океанов и континентов современного очертания, но и создание таких величайших горных систем, как Альпы, Динариды, Гималаи, Анды, Кордильеры и так далее.

ГЛАВА 2. АЛЬПИЙСКАЯ ТЕКТОНОМАГМАТИЧЕСКАЯ ЭПОХА

Альпийская тектономагматическая эпоха началась в конце мелового периода и продолжается до настоящего времени. С нею связано создание таких величайших горных систем — альпид, таких как Альпы, Динариды, Гималаи, Анды, Кордильеры и других горных систем.

Термин альпийская складчатость был впервые использован французским геологом Бертраном в 1886 — 1887 годах для обозначения складчатости мезозойско-кайнозойских и других более древних отложений Европы.

В эту эпоху в результате активизации горообразования, складкообразования, рифтообразования, гранитизации, вулканичности, сейсмичности и других геодинамических процессов сформировался крупнейший альпийский горный пояс, пересекающий по широте Евразию и обрамляющий впадину Тихого океана — Средиземноморский (Альпийско-Гималайский) пояс геосинклинальный и Тихоокеанский складчатый пояс.

Один из районов типичного проявления альпийской складчатости — Альпы (с чем связано происхождение термина «альпийская складчатость»).

Кроме Альп, к области альпийской складчатости относятся: в Европе — Пиренеи, Андалусские горы, Апеннины, Карпаты, Динарские горы, Балканы; в Северной Африке — горы Атлас; в Азии — Кавказ, Понтийские горы и Тавр, Туркмено-Хорасанские горы, Эльбурс и Загрос, Сулеймановы горы, Гималаи, складчатые цепи Бирмы, Индонезии, Камчатки, Японских и Филиппинских островов; в Северной Америке — складчатые хребты Тихоокеанского побережья Аляски и Калифорнии; в Южной Америке — Анды; архипелаги, обрамляющие Австралию с востока, в том числе острова Новая Гвинея и Новая Зеландия.

Альпийская складчатость проявилась не только в пределах геосинклинальных областей в виде эпигеосинклинальных складчатых сооружений, но местами затронула и соседние платформы — Юрские горы и часть Пиренейского полуострова (Иберийские цепи) в Западной Европе, южная часть гор Атлас в Северной Африке, Таджикскую депрессию и юго-западной отроги Гиссарского хребта в Средней Азии, Восточных Скалистых гор в Северной Америке, Патагонские Анды в Южной Америке, Антарктический полуостров в Антарктиде и другие.

С альпийской складчатостью связано также образование складок в межгорных прогибах сводово-глыбовых горных сооружений Cpедней и Центральной Азии (Ферганская, Цайдамская и другие впадины), возникших в процессе эпиплатформенного горообразования.

Альпийская складчатость в широком смысле состояла из нескольких фаз, среди которых выделяют ларамийскую (в конце мела — начале палеогена), пиренейскую (в конце эоцена — начале олигоцена), савскую (на рубеже олигоцена и миоцена), штирийскую (в середине миоцена), аттическую (в конце миоцена), роданскую (в середине плиоцена) и валахскую (в плейстоцене). Проявление каждой фазы пространственно не распространяется на всю область альпийской складчатости.

Палеотектонические события. В начале мела начинается расширение Индийского океана между разделившимися Африканской, Индийской и Австралийской плитами. В целом в этот период были намечены основные глобальные структуры, определяющие современный облик планеты. Их развитие относится к более позднему этапу тектогенеза, начавшемуся в туронском веке (около 90 млн. лет назад) и прогрессировавшему в течение сенона. Назовем следующие события, приуроченные к туронской — раннесенонской активизации (90−80 млн. лет назад): расширение северной Атлантики, отделение Южной Америки от Африки в районе Габона (90 млн. лет назад), основная фаза сжатия в северных Альпах, замыкание геосинклинальных прогибов малого Кавказа (средний турон), перерыв в меловом осадконакоплении на юге Индии (выше альб-нижнетуронской серии Утатур), формирование колоссальной протяженности вулканического пояса Восточной Азии и синхронные вспышки вулканизма на западе Северной Америки и вдоль восточного побережья Австралии, отделение поднятия Лорд Хау и Новой Зеландии от Австралии (образование рифтов 94 млн. лет назад, расширение около 80 млн. лет назад). В конце сенона темпы дрифта возрастают. В это время Тихоокеанский пояс охвачен ларамийским орогенезом, в южном секторе Пацифики формируется Тасманово море, границы Индийского и Атлантического океанов приближаются к современным. В Альпах и Загросе ларамийский тектогенез (около 65 млн. лет назад) выразился в формировании шарьяжей, возобновившемся в позднем эоцене. В конце мела происходит расширение Аденского и Красноморского рифтов. Около 55 млн. лет назад Индийская плита пришла в соприкосновение с остальной частью. Индийский флишевый бассейн сомкнулся в течение эоцена. Почти одновременно (53 млн. лет назад) Африка соединяется с Евразией (скорость восточного дрифта этих континентов в дальнейшем совпадает). Несколько позднее (50 млн. лет назад) расширение между Гренландией и Шпицбергеном завершает отделение Евразии от Северной Америки. К дате 55 млн. лет назад приурочено отделение Австралии от Антарктиды. Позднеолигоценовая — раннемиоценовая (около 26 млн. лет назад) фаза сжатия проявилась повсеместно в широтных складчатых поясах от Средиземноморья до Гималаев. Ей соответствует по времени фаза расширения афро-арабских рифтов.

В это время изменилось направление дрифта Тихоокеанской плиты, вызвавшее тектонические перестройки на ее границах с Азиатской, Индийской, Северо-Американской и Карибской плитами (при движении плиты над фиксированным «горячим пятном» возникает цепочка вулканических островов или подводных гор; в Тихом океане изгиб Гавайско-Императорской цепи свидетельствует об изменении направления дрифта; возраст вулканитов западной оконечности Гавайской цепи 26−27 млн. лет). На стыке с Азиатской и Индийской плитами формируется современная система островных дуг и глубоководных желобов, происходит расширение Филиппинского бассейна. Оживление поперечных разломов вызвало изгиб Японской дуги (сдвиг по срединной тектонической зоне) и орогенез Кайкоура в Новой Зеландии. На северной границе с Американской плитой возникает Курильская дуга. Со сложным взаимодействием плит в районе Калифорнийского побережья связано поднятие и вулканизм береговых хребтов (Каскадный орогенез), расширение Калифорнийского залива, надвигание невадийской толщи на офиолитовый францисканский комплекс с образованием меланжа, сдвиговые движения по разлому Сан-Андреас. На стыке Восточно-Тихоокеанской и Карибской плит в олигоцене и миоцене возникают вулканические островные дуги, соединившие Северную и Южную Америку. К этому же времени относится отделение Южной Америки от Антарктиды. [11]

Изучая периоды активизации в ордовике, конце среднего девона, раннем карбоне, на рубеже перми и триаса, в начале юры, на рубеже юры и мела, в туроне, позднем Маастрихте — датском ярусе и в начале миоцена следовали друг за другом с интервалом около 30−50 млн. лет. По данным В. Г. Казьмина 1974 года, вспышки рифтогенеза повторялись через каждые 40 млн. лет. А. А. Пронин в 1973 году устанавливает приблизительно такую же периодичность фаз альпийского цикла (раннекиммерийская: рэт-лейас, 193−170 млн. лет назад; позднекиммерийская: титон-готерив, 139−118 млн. лет назад; австрийская: альб-турон, 106−88 млн. лет назад; ларамийская: маастрихт-эоцен, 70−49 млн. лет назад). [10]

Территория, охваченная альпийской складчатостью сохраняет высокую тектоническую активность и в современную эпоху, что выражается в интенсивно расчленённом рельефе, высокой сейсмичности и продолжающейся во многих местах вулканической деятельности (вулканы Везувий, Этна и другие).

С альпийской складчатостью связано развитие разнообразных плутоногенных и вулканогенных гидротермальных месторождений руд меди, цинка, свинца, золота, вольфрама, олова, молибдена и особенно сурьмы и ртути. Важное значение имеют обнаруженные закономерности эволюции рудообразования во времени. Границы минералогических провинций, как правило, совпадают с границами крупных или средних тектоноструктурных элементов: мегаантиклинориев и мегасинклинориев, антиклиз и синеклиз, краевых зон складчатых поясов. [7]

Рис. 2.1 Эволюция некоторых типов минеральных месторождений СССР во времени [7]

Так месторождения киновари (рис. 2.2) приурочены к областям активного проявления альпийской складчатости.

Рис. 2.2 Месторождения киновари, приуроченные к областям альпийской складчатости [7]

ГЛАВА 3. АЛЬПИЙСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ ЕВРОПЫ, АЗИИ, СЕВЕРНОЙ И ЮЖНО АМЕРИКИ, АВСТРАЛИИ И АНТАРКТИДЫ

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.

Условия образования складчатости в земной коре весьма различны. Основные процессы складкообразования связаны с напряжениями, вызванными, 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.

Ярким показателем геосинклинального режима развития земной коры являются складки регионального сжатия. Складчатость данного типа местами распространяется и на прилегающие части платформ (горы Атласа в Северно-Западной Африке, Юрские горы). Складки регионального сжатия характеризуются четко выраженной линейностью, выдержанной ориентировкой осей, а также наклона осевых поверхностей складок — вергентностью. Примером могут служить складчатые комплексы Кавказа, Верхоянья. Это главный тип складчатости, называемый еще альпинотипным. Горные сооружения Карпат, Кавказа, Гималаев построены в основном моновергентно, то есть складки и надвиги на обоих склонах сооружения наклонены в одну и ту же сторону.

Альпийская складчатость — наиболее молодая, существенно кайнозойская складчатость, широко проявленная в Средиземноморском и Тихоокеанском подвижных поясах. Впервые термин был применен Бертраном в 1886 — 1887 годах для обозначения складчатости мезозойско-кайнозойских и более древних отложений Южной Европы. По Штилле, это последняя из трех главных эр складчатости, развивавшихся в течение мезозоя и кайнозоя.

Один из районов типичного проявления альпийской складчатости — Альпы, с чем и связано возникновение термина альпийской складчатости. Кроме Альп (рис. 3.1), к области альпийской складчатости относятся: в Европе — Пиренеи, Андалусские горы, Апеннины, Карпаты, Динарские горы, Стара-Планина, Крымские горы, горы Кавказа; в Северной Африке — северная часть Атласских гор; в Азии — Понтийские горы и Тавр, Туркмено-Хорасанские горы, Эльбурс и Загрос, Сулеймановы горы, Гималаи, складчатые цепи Бирмы, Индонезии, Камчатка, Японские и Филиппинские острова; в Северной Америке — складчатые хребты Тихоокеанского побережья Аляски и Калифорнии; в южной Америке — Анды; к альпийской складчатости относятся также архипелаги, обрамляющие Австралию с востока, в том числе острова Новая Гвинея и Новая Зеландия.

Рис. 3.1 Доломитовые Альпы Италии [16]

3.1 Альпийско-Гималайский складчатый пояс

Глобальная тектоническая единица, характеризующаяся в течение всей её эволюции высокой тектонической активностью, формированием магматических и осадочных комплексов — складчатый пояс. Существует два типа подвижных поясов — межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальные пояса, к которым относятся Северо-Атлантический, Урало-Охотский, Средиземноморский и Арктический, заложены на зрелой континентальной коре среднепротерозойского суперконтинента в процессе его рифтогенной деструкции. Они прошли в своем развитии две первые стадии цикла Вилсона — стадию континентального рифтогенеза (африканского типа в рифее) и стадию межконтинентального рифтогенеза (красноморского типа в конце рифея — начале палеозоя). В первую стадию накапливались обломочные толщи озерно-аллювиального происхождения и излились бимодальные вулканиты — базальты, риолиты, щелочные разности. Во вторую стадию появляются эвапориты, затем морские терригенные и карбонатные осадки, а вулканиты сменили состав на толеитовый. В этой стадии начинается спрединг, но морской бассейн имеет еще ограниченную ширину — до 100 км или немногим более. [4]

Альпийская геосинклинальная (складчатая) область выделена А. Д. Архангельским и Н. С. Шатским в 1933 году. Средиземноморский пояс является представителем молодых складчатый сооружений. Основная часть его структуры формировалась в мезозойско-кайнозойское время и связана с историей развития и закрытия мезозойского океана Тетис, отделявшего Гондвану от Евразии. Доказательством океанского происхождения является присутствие в современной структуре многочисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры, маркирующих швы столкновения различных блоков. Выделяются несколько возрастных групп поясов столкновения: поздне-палеозойский — Передовой хребет Кавказа, раннемезозойский (триас-юра) — Добруджа, Крым, Северный Кавказ, Северный Памир, меловой — Центральный Памир, Малый Кавказ, палеоген-неогеновый — Карпаты и другие.

Образование Тетиса сопровождалось деструкцией и раздроблением континентальных масс, поэтому среди складчатых структур пояса можно различить комплексы пород, сформировавшиеся на обеих окраинах океана — Гондванской и Евразийской. Внутри пояса располагаются многочисленные древние блоки — микроконтиненты, представляющие собой отторженцы фундамента, которые включены в покровно-складчатые структуры палеозоя. К их числу относятся палеозойские структуры Передового и Главного хребта Большого Кавказа, Дзирульский массив Грузии, Нахичеваньский блок Малого Кавказа, палеозоиды Северного Памира, Гиндукуша, Юго-Западного Памира. Среди этих блоков выделяются два типа: блоки Евразийского происхождения, различного генезиса, испытавшие складчатость в позднем палеозое и блоки Гондванского происхождения, преимущественно карбонатные (Нахичевань, Южный Памир). Мезозойские и кайнозойские комплексы, формировавшиеся на окраине Гондваны имеют, в основном, карбонатно-осадочный тип разреза (Внешний Загрос, Тавр), характерный для аридного климата. Их образование происходило в условиях пассивной континентальной окраины. Евразийские блоки сложены, в основном, островодужными комплексами (Большой и Малый Кавказ) и юрскими угленосными формациями (Иран). Их формирование происходило в условиях гумидного климата.

Южная граница пояса проходит по фронту надвигов вдоль Загроса и Гималаев. Перед фронтом надвигов залегают мощные толщи платформенных осадочных отложений, начиная с позднего кембрия и до кайнозоя. Эти толщи представляют собой бывшую пассивную окраину Гондваны. Перемещение покровов на осадки пассивной окраины началось в позднем мелу, достигло максимума в миоцене и сопровождалось ростом горных цепей и формированием предгорных краевых прогибов, заполненных молассами. Северная граница пояса расплывчатая. Она прослеживается по надвигам в Карпатах и на Памире, а также по краевым прогибам на границе с Восточно-Европейской платформой.

История формирования Средиземноморского пояса весьма сложная. Его заложение началось еще в позднем палеозое, когда южное обрамление Восточно-Европейской платформы испытало герцинский орогенез (в это время, например, был сформирован фундамент Скифской плиты). Начало мезозоя характеризует относительно тектонически спокойную стадию, близкую к платформенной (это время формирования осадочного чехла Скифской и Туранской плит). Повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя привел к резкой активизации тектонических процессов и, в конечном счете, дал начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу (рис. 3.2). [9]

Рис. 3.2 Структурные дуги и тектонические течения Альпийского складчатого пояса (от Карпат до Памира):

а — простирание складок; б — надвиги, фронт шарьяжей; в — сдвиги; г — движение литосферных плит относительно Евразии в новейшее время; д — главные тектонические течения в новейшее время [12]

Структурные дуги: Карпатская (1), Критская (2), Кипрская (3), Восточно-Гаврская (4), Трабзонская (5), Малокавказская (6), Южно-Каспийская (7), Эльбурсская (8), Западно Копетдагская (9), Хорасанская (10), Лутская (11), Дарваз-Копетдагская (12), Таджикская (13), Памирская (14), Гиндукуш-Каракорумская (15). Литосферные плиты: Адриатическая (Ад), Аравийская (Ар), Евразийская (Ев), Индийская (Ин).

Пиренеи. Наиболее западное звено Альпийско-Гималайского пояса представлено Пиренеями. Пиренейское сооружение, возникшее на границе Евразийской и Иберийской плит в позднем эоцене, построено относительно симметрично, но с преобладанием южной вергентности, окаймляясь с севера на юг молассовыми прогибами, из которых северный Адурский, открывается к западу в Бискайский залив, а южный Эбро, напротив замыкается на западе.

Альпы. Альпийская покровно-складчатая система образует выпуклую к северо-западу дугу протяженность в 1200 км, своим юго-западным окончанием достигающую Средиземного моря и северо-востока острова Корсика, а на северо-востоке погружающуюся под поперечную впадину Венского бассейна. На юго-запад она шарнирно смыкается с Апеннинами в районе Генуи, а на юго-востоке к ней примыкают Дианриды. С севера на значительном протяжении вдоль Альп простирается передовой молассовый прогиб, а на юге их отделяет от Аппенин общий Паданский прогиб. Наиболее высокая — осевая зона Альп сложена древними кристаллическими (гнейсы, слюдяные сланцы) и метаморфическими (кварцево-филлитовые сланцы) породами. К северу, западу и югу от осевой зоны простираются зоны известняков и доломитов мезозоя и более молодые флишевые и молассовые формации Предальп со среднегорным и низкогорным рельефом.

Рис. 3.1 Альпийско-гималайский складчатый пояс

1 — складчато-покровные сооружения: цифры в кружках: 1 — Пиренеи, 2 — Бетская Кордильера, 3 — Эр-Риф, 4 — Телль-Атлас, 5 — Апеннины, 6- Альпы, 7 — Динариды, 8 -Эллиниды, 9-Карпаты, 10 — Балканиды, 11 — Горный Крым, 12 — Большой Кавказ, 13 — Малый Кавказ, 14 — Эльбурс, 15-Копетдаг, 16 — Восточные Понтиды, 17 — Тавриды, 18 — Загрос, 19 — Белуджистанские цепи, 20 — Гималаи, 21 — Индо-Бирманские цепи, 22 — Зондско-Бандская дуга; 2 — передовые прогибы и межгорные впадины; 3 — надвиговые фронты; 4 — сдвиги [12]

тектономагматический альпийский геосинклинальный складчатость

Восточные Карпаты состоят из серии тектонических покровов, надвинутых в северо-восточном направлении на край Восточно-Европейской платформы. В строении этой покровной области выделяют три зоны: зона внешних покровов — представлены мел-олигоценовыми флишевыми и молассовыми толщами. Молассы тяготеют к самой периферии Карпат и по существу принадлежат краевому прогибу. Флиш представлен чередованием мергелей и чёрных сланцев. Складчатые деформации во внешней зоне начались в миоцене и продолжаются до настоящего времени. Центральная зона покровов отличается от внешней зоны тем, что среди мел-палеогеновых деформированных флишевых отложений эпизодически встречаются породы мезозойской (позднеюрской) океанической коры. Внутренняя зона покровов или так называемая зона «утесов» характеризуется хаотическим смешением различных комплексов пород. Она представляет собой выходы на поверхность блоков позднетриас-юрских известняков и глинистых сланцев, юрских кремней, гипербазитов и других пород, заключенных во флишевую матрицу. Сам флиш имеет меловой возраст. Кроме вышеперечисленных, присутствуют блоки древних, докембрийских метаморфических пород перекрытых мел-палеогеновой молассой. От внешних покровов внутренние отличаются более ранними деформациями на рубеже раннего мела, а затем в миоцене. К юго-западу цепь Карпат сменяется Закарпатской впадиной представляющей часть Пононской впадины. Формирование современной структуры Восточных Карпат и надвигооборазование является следствием позднекайнозойского столкновения Африки с Европой. Движение покровов продолжается и в настоящее время, на что указывает существование глубинной сейсмофокальной зоны под Карпатами.

Горный Крым. Представляет собой складчатую область с общей антиклинорной структурой, южное крыло которой обрезано впадиной Чёрного моря. В центральной части обнажаются триасовые и юрские отложения, на север возраст отложений постепенно омолаживается до неогена. Характерен куэстовый рельеф, обусловленный пологим падением слоев на север. В основании разреза залегает флиш таврической серии (триас-нижняя юра), сформировавшийся на континентальном подножии. Вверх по разрезу флишевая толща сменяется раннеюрской олистостромовой, в который включены глыбы пермских известняков. Далее по разрезу следуют среднеюрские вулканиты — базальты, андезитобазальты, шошониты. Лавы отделены от флиша несогласием и ассоциируют с кремнисто-аргиллитовыми и континентальными угленосными толщами. Излияния происходили как в наземной, так и подводной обстановке. Вулканиты принадлежат известково-щелочной серии островодужного типа. В основании верхней юры отмечается крупное региональное несогласие, выше которого разрез представлен мощной толщей конгломератов, сменяющихся позднеюрскими карбонатными отложениями. Юра согласна перекрыта меловыми и палеогеновыми существенно карбонатными мелководными отложениями. В это время область нынешнего Горного Крыма представляла собой шельфовую окраину Южной Европы.

Эльбурс. Тектоническое строение Эльбурса трактуется в настоящее время как южно-вергентное антиформное сооружение, состоящее из нагромождения дуплексных покровов и чешуй, осложненное на заключительной стадии развития образованием пологих центробежных нормальных сбросов растяжения и гравитационного расползания. По всей вероятности, весь этот покровно-складчатый комплекс сорван со своего докембрийского, позднепротерозойского фундамента. Начало образования Эльбурского орогена, судя по первому появлению грубообломочных отложений молассового типа, относится к палеоцену, то есть к ларамийской фазе альпийской складчатости, но основные деформации имеют значительно молодой возраст, в основном плиоценово-четвертичный возраст и на периферии орогена затрагивают даже четвертичные отложения.

Апеннины. По геологическому строению Апеннины резко отличаются от состава центральной альпийской зоны. Преобладающие горные породы — доломиты, мраморы (каррарский, порто-венере), красные и белые известняки (альба-резе), бианконе, майолика) и темные песчаники (мачиньо), змеевики, габбро (эвфотиды). В Апеннинах, кроме изверженных пород и кристаллических сланцев, развиты отложения юрской, меловой, третичной систем. Различают Северные, Средние и Южные Апеннины.

Зона Телль-Атлас и поднятие Эр-Риф. Непосредственным продолжением Апеннин по западную сторону Тунисского пролива, в Тунисе и Алжире служит покровно-складчатая система Телль-Атласа. Вместе с аналогичной системой Эр-Рифа она нередко объединяется под названием Магрибид. Внутренняя зона Телль-Атласа сложена гнейсами, слюдяными сланцами амфиболитами, мраморами, серицитовыми и графитовыми сланцами. Зона флишевых покровов сложеня мощным флишем мелового-нижнепалеогенового возраста различного типа. Внешняя зона состоит из серии покровов, в которых учавствуют отложения глубокого мел-палеогенового прогиба — мергели, тонкозернистые известняки, радиоляриты. Хребет Эр-Риф имеет форму полумесяца. Подобно Телль-Атласу состоит из трех частей. Внутренняя зона образована домезазойскими метаморфитами и Известняковым хребтом (шельфовые карбонаты среднего и верхнего триаса, радиоляриты песчано-глинистая толща верхнего эоцена — нижнего миоцена). Внешняя зона Эр-Рифа обладает значительной шириной и имеет сложное строение. В ее основании залегают метаморфически палеозой, верхнепалеозойская моласса и гипсо-соленосный триас. Основной разрез слагают глубоководные отложения юры-эоцена с преобладанием флиша и пелагических известняков. [9]

Копетдаг. Складчатая система Копетдага ограничивает с юга Туранскую плиту. В ее структуре выделяются Копетдагское поднятие, Предкопетдагский прогиб, и примыкающая к ним с юга Закаспийская впадина. В целом, складчатая область Копетдага возникла на месте мезозойско-раннекайнозойской пассивной окраины в результате передвижения Иранского блока относительно Евразии.

Памир. Складчатые сооружения Памира сформированы в результате столкновения с Евразией Индийского континента. В этом отношении Памир сходен с Гималаями и Южным Тибетом и отличается от Кавказа. В целом складчатое сооружение Памира имеет дугообразную структурную форму, расположенную над самым северным выступом Индийского континента и представленное серией покровов, перемещенных в северном направлении. Памир — это аккреционно-складчатое сооружение, собранное из разнотипных континентальных, океанических, островодужных и иных блоков, спаявшихся в период с середины карбона по мел и деформированных в послеолигоценовое время.

Кавказ. Современная структура Кавказа сформировалась в миоцене. Орографически и геологически здесь выделяются поднятия Большого и Малого Кавказа, разделенные Рионской и Куринской впадинами. Большой Кавказ представляет собой серию чешуй разновозрастных пород. Он имеет ярко выраженную антиклинорную форму. Ядро Большого Кавказа сложено докембрийскими и палеозойскими толщами. В этом районе на поверхность выведен фундамент Скифской плиты.

Наибольшей площади на Большом Кавказе занимают юрские и меловые толщи. Для нижне-среднеюрских отложений обычно подчеркивается две характерные черты: во-первых они состоят в основном из глинистых сланцев и, во-вторых включают большое количество лав.

Рис. 3.2. Тектоническая схема Большого Кавказа и Северного Закавказья

1 — Предкавказская плита, включая зону Известнякового Дагестана — ИД; 2 — то же, под молассами; 3 — передовые и периклииальные прогибы: ЗК — Западно-Кубанский, ВК — Восточно-Кубанский, ТК — Терско-Каспийский, КД — Кусаро-Дивичинский, АК — АпшероноКобыстанский; 4 — зона Передового хребта; 5 — зона Главного хребта Центрального Кавказа: а — выступ кристаллического комплекса; 6- сланцевая зона Центрального, Главного и Бокового хребтов Восточного Кавказа; 7-флишевыезоны Западного и Восточного Кавказа; 8 — Гагра-Джавская и Кахетино-Вандамская зоны; 9 — Закавказский срединный массив (микроконтинент): а — выступ фундамента на поверхность; 10 — то же, под молассами; 11 — межгорные прогибы: Р — Рионский, СК — Среднекуринский, НК — Нижнекуринский, АА — АлазаноАгричайский; 12 — Аджаро-Триалетская зона; 13 — надвиги и взбросо-надвиги; 14 — крупные поперечно-флексурные зоны, буквы в кружках: ПА — Пшехско-Аднерская, ЗК — Западно-Каспийская, MB — Минераловодская [9]

Наиболее древние из них имеют ярко выраженный известково-щелочной состав и представлены базальт-андезит-дацитовой серией. Их формирование связывают с функционированием Большекавказской островной дуги. Территориально эти острводужные вулканиты развиты в пределах Главном хребта и в его обрамлении. В центральной части Большого Кавказа широко развиты базальты свиты Гойхт и ее аналогов ранне-среднеюрского возраста. Позднеюрские и меловые отложения представляют собой непрерывный осадочный разрез сформированный в его пределах и наиболее широко развиты в пределах Большого Кавказа. В составе разреза присутствуют глинистые толщи, отложения флиша, мергилистые осадки, маломощные кремнистые слои. Верхнемеловые и палеогеновые терригенные отложения флишегового строения распространены преимущественно по периферии антиклинория Большого Кавказа.

Одним из наиболее принципиальных структурных элементов является Малокавказская вулканическая дуга. Она представлена дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовой серией. Причем на юге преобладают примитивные островодужные вулканиты, а на севере проявляются более щелочные лавы в ассоциации с более мелководными вулканогенно-обломочными сериями, что указывает на растяжение в тылу дуги и наличие окраинного моря, заполнявшегося терригенными породами. Современная структура Большого Кавказа образована на месте обширного морского бассейна, который возник в результате растяжения в ранней-средней юре и заполнялся обломочными толщами вплоть до раннего миоцена. Этот бассейн появился в тылу Малокавказской островной дуги и представлял собой типичное окраинное море. Максимум вулканизма приходится на эоцен. В олигоцене по всему вулканическому поясу прошли деформации, сопровождаемые внедрением гранитоидов. Новый этап вулканической деятельности относится к новейшему времени (начиная с плиоцена), когда Армянское нагорье было залито базальтами и андезитами известково-щелочной серии. [8]

Гималаи. Формирование Гималайского орогена связывается с коллизией Индского кратона и Евразийской плиты. Эта коллизия, по современным данным, началась в конце палеоцена, около 55 млн. лет назад, на северо-западе и распространилась к востоку до среднего эоцена включительно.

Рис. 3.3. Схема эволюции Гималаев от мезозоя до современности НН — Высокие Гималаи, LH — Низкие Гималаи, MBT — Главный Пограничный надвиг, MCT — Главный Центральный надвиг, MV — Вулканиты Тибета, NH — Северные Гималаи, TH — Трансгималаи [9]

На востоке система Гималаев срезается диагональным разломам Мишми, маскирующим сочленение со следующим сегментом альпийского пояса, начинающимся на севере Индо-Бирманскими цепями. [9]

3.2 Тихоокеанский геосинклинальный пояс

Тихоокеанский геосинклинальный пояс — подвижный пояс земной коры в виде почти сплошного кольца глубоководных желобов, островных дуг, окраинных морей, складчатых систем, окружающего центр, часть Tихого океана. Тихоокеанский геосинклинальный пояс объединяет складчатые покровные сооружения Kорякин, Kамчатки, Cахалина, Cихотэ-Aлиня, Японских oстровов, Tайваня, Юго-Bосточного Kитая, Филиппин, Hовой Гвинеи, Bосточной Aвстралии, Hовой Kаледонии и Hовой Зеландии, Tрансантарктических гор и Aнтарктического полуострова, Aнд, Cеверо-Aмериканских Kордильер, включая Aляску. C глубоководными желобами совпадает выход на поверхность глубоких сейсмофокальных зон, наклонённых под островные дуги или континенты. Hад этими сейсмофокальными зонами на островных дугах и на континентах Северной и Южной Америки протягиваются цепочки активных вулканов. Tаким образом, Тихоокеанский геосинклинальный пояс — пояс максимальной сейсмической и вулканической активности Земли.

Bозраст слагающих его складчатых систем, как правило, повышается в сторону центральных частей обрамляющих его континентов, достигая в пределе позднедокембрийского возраста, что указывает на возникновение пояса в позднем докембрии (рифее) и подтверждается присутствием в составе этих складчатых систем офиолитов, рассматриваемых как реликты коры Пpa-Tихого океана, начиная c этого возраста. Oднако относит. расположение отдельного континентов — глыб раннедокембрийской коры, ныне окружающих Tихий океан, по палеомагнитным данным, существенно менялось в течение рифея и фанерозоя, a вместе c ним менялись и пространств. взаимоотношения отдельных звеньев пояса. B том или ином виде Tихий океан постоянно существовал на протяжении всего этого времени. B современном виде Тихоокеанский геосинклинальный пояс сложился к началу кайнозоя. K наиболее ранней генерации складчатых систем Тихого геосинклинального пояса относятся Aделаидская система Aвстралии, её продолжение на Западе — остров Тасмания и в Трансантарктических горах (так называемые Pоссиды); они закончили своё формирование к ордовику. Cледующие по возрасту — складчатые системы Юго-Восточного Китая — Kатазиатская, сформированная к девону, и Лахланская в Bосточной Aвстралии — к позднему девону. Позднепалеозойский или раннемезозойский возраст имеют внутренние зоны Японских островов, Hовой Гвинеи и Hовой Зеландии, Hовоанглийская система Bосточной Aвстралии, восточные зоны Центральных Aнд, складчатость Aнтарктического полуострова. Заключительные деформации внутренних зон Cеверо-Aмериканских Kордильер относятся к концу юры — началу мела; эта эпоха деформаций проявилась также на Японских oстровах, в Hовой Гвинее и Hовой Зеландии. Позднемеловой возраст имеет складчато-надвиговая структура Cихотэ-Aлиня и Пенжинско-Aнадырской зоны Kорякии, ранне-палеогеновый — остальной Kорякии, западной Kамчатки, восточного Cахалина, западных Филиппин, восточных зон Cеверо-Aмериканских Kордильер и Aнд. [2]