Цикл уилсона и характер его стадийности

Источник Хаин В.Е

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.

Окраинно-континентальные подвижные пояса зародились на периферии суперконтинента на его границе с Панталассой. Их заложение могло протекать в трех вариантах. Один из них тождествен межконтинентальным поясам и заключается в рифтогенезе с откалыванием микроконтинента — «бордерленда», с образованием глубоководный бассейн между ними. Соответственно континентальные осадки сменяются морскими терригенными и терригенно-карбонатными толщами, а бимодальные вулканиты — толеитовыми базальтами.

Другая модель предусматривает заложение в океане на расстоянии сотни километров от континента энсиматической вулканической дуги типа Алеутской или Марианской, обычно вдоль трансформного разлома. В дальнейшем эта дуга может испытать расщепление с образованием остаточной дуги ближе к континенту и междугового бассейна, причем подобный процесс может неоднократно повторяться. Иллюстрацией этого варианта может служить район Филиппинского моря.

В третьем варианте на краю континента закладывается зона субдукции и подвижный пояс начинает развиваться по андскому типу. Над зоной субдукции возникает энсиалическая вулканическая дуга, а в ее задужной части – окраинное море на сиалическом или симатическом, в случае проявления рифтогенеза, основании. В висячем крыле зоны субдукции начинает формироваться аккреционный клин, в энсиалическом окраинном море накапливаются мелководные, а в энсиматическом более глубоководные осадки.

Третья стадия цикла Вилсона характерна для обстановки атлантического типа: широкий спрединговый бассейн, обе окраины которого относятся к пассивному типу. В действительности это не обязательно и свойственно лишь межконтинентальным поясам, да и то не всем, ибо в окраинно-континентальных поясах пассивной является лишь окраина собственно континента; противоположная, принадлежащая микроконтиненту или вулканической дуге, чаще всего бывает с самого начала активной.

На пассивной окраине на данной стадии формируется мощный обломочный клин, сложенный темноцветной сланцевой (в дистальной части с основными магматитами — диабазами, спилитами) и флишевыми формациями. Таким огромным обломочным клином является верхоянский комплекс нижнего карбона — средней юры Верхояно-Колымской области и т.д.

Зрелая стадия развития подвижных поясов характеризуется максимальным усложнением геодинамической обстановки, близкой к западно-тихоокеанскому типу. В океанском бассейне может быть несколько осей разновременно спрединга, несколько энсиматических и энсиалических островных дуг со своими зонами субдукции, глубоководными желобами, преддуговыми, задуговыми и междуговыми прогибами, а также микроконтинентами. Соответственно наблюдается разнообразие осадков, среди которых наиболее характерны флиш и рифовые известняки.

В отличие от флиша континентальных склонов ранней стадии, песчаники которого за счет сноса с континента являются кварцевыми, этот флиш по составу граувакковый или туфогенный, поскольку имеет островордужное происхождение. Рифовые известняки могут венчать отмирающие островные дуги, внутриокеанские хребты типа современного Императорского, и поднятия типа поднятия Шатского, а также отдельные гийоты. Вулканиты в островных дугах эволюционируют от толеитов до шошонитов, но преобладают породы известково-щелочной ассоциации. Появляются малые, частично субвулканические интрузии кварцевых диоритов, гранитоидов, внедренные в основание вулканических дуг.

Континентальные окраины подвижных поясов этой стадии могут принадлежать разным типам — атлантическому, западнохоокеанскому, андскому. Северная окраина Средиземноморого пояса (океан Тетис) в мезозое принадлежала к западно-тихоокеанскому или андскому типу, а южная окраина оставалась пассивной, атлантического типа. При этом надо иметь в виду, что океанские окраины западно-тихоокеанского типа включают в качестве своего элемента пассивные континентальные окраины типа современных шельфов Восточно- и Южно-Китайских морей. В процессе дальнейшего развития на них начинают надвигаться островные дуги, микроконтиненты или другие террейны, но это уже означает переход к орогенной стадии эволюции подвижных поясов.

В орогенной стадии развития поясов происходит окончание спрединга, завершение поглощения океанической коры в зонах субдукции и установление обстановки сжатия. Но эти условия не охватывают cpазу весь подвижный пояс. В этих зонах происходит столкновение островных дуг и микроконтинентов друг с другом и с окраиной континента и осадочные и вулканогенные толщи склонов подвергаются интенсивным складчато-надвиговым деформациям с общим смещением в сторону континента. Подобные эпизоды коллизии предшествут замыканию подвижного пояса.

Для большей части Средиземноморского пояса и для восточной части Урало-Охотского пояса было характерно последовательное откалывание микроконтинентов от их южных пассивных окраин путем спрединга с последующей коллизией этих микроконтинентов с северной континентальной окраиной пояса. Это и явилось причиной проявления в первом из названных поясов ранне- и позднекиммерийских эпох диастрофизма, а во втором — байкальской, салаирской, каледонской с закономерным смещением зон проявления этого диастрофизма с севера на юг.

Аналогичный процесс надвигания на край континента вулканических и невулканических островных дуг был на завершающем этапе развития Уральской системы и состоял в последовательном надвигании на окраину Восточно-Европейского континента начиная с середины девона все более восточных островных дуг, пока, наконец, в середине карбона не произошла межконтинентальная коллизия с Казахским микроконтинентом.

В окраинно-континентальных поясах на данной стадии происходит наращивание края континента примыкающими террейнами. На таком фундаменте возникают краевые вулканоплутонические пояса андского типа как результат обнажения нутра субдукции. Мощный и протяженный пояс подобного типа образовался вдоль восточной окраины Азиатского материка в среднем и позднем мелу вдоль западной окраины Северной и Южной Америки с конца юры.

Процессы регионального сжатия, вызванные коллизией террейнов с континентальными окраинами, сопровождаются развитием трастов, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов (флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические трасты). Перед фронтом таких трастов за счет их разрушения часто формируются олистостромы, нередко включающие в качестве своих элементов глыбы — олистолиты огромных размеров (сотни, тысячи кубических километров), заключенные в глинистом матриксе — осадке бассейнов, куда под действием силы тяжести спускались эти глыбы. В дальнейшем движении последние нередко перекрывают олистостромы — продукты своего же разрушения.

В подошве трастов, особенно офиолитовых, часто встречаются микститы не гравитационного, а чисто тектонического происхождения, именуемые меланжем; в случае офиолитов это серпентинизированный меланж, матрикс которого состоит из тонкоперетертого серпентинитового материала. Меланж в дальнейшем может быть переотложен и войти в состав олистострома, а олистостром — подвергнуться тектоническому дроблению и превратиться в меланж. Такие гибридные образования именуют «олистомеланжем».

Крупные офиолитовые трасты перекрывают окраину континентов в результате обдукции, т.е. надвигания океанской литосферы. Офиолитовые покровы Омана имеют мощность офиолитовой пластины в 12 км. Обдуцированные покровы офиолитов наблюдаются также на периферии Тихого океана (восточный Сахалин, в Олюторской зоне Корякии и на ее продолжении в восточной Камчатке). Известны случаи образования гранитогнейсовых куполов за счет разогрева и ремобилизации континентальной коры под малотеплопроводными офиолитовыми покровами.

В случае отсутствия обдуцированных офиолитовых покровов, офиолиты выступают в виде меланжа или диапировых внедрений высокопластичных серпентинитов вдоль офиолитовых швов или сутур, маркирующих след столкновения литосферных плит. К этим же сутурам нередко приурочены выходы глаукофановых сланцев — метаморфитов высокого давления — низкой температуры. Вдоль некоторых швов, особенно древних, выступают эклогиты и бластомилониты, более высокотемпературные образования. Иногда признаком сутуры является лишь резкий контраст между геологическим строением соприкасающихся по разлому блоков, а офиолиты вовсе отсутствуют или представлены небольшими выходами отдельных элементов офиолитовых комплексов. Это свидетельствует о полном поглощении океанической коры в зоне субдукции.

В случае последующего подъема ядро формирующегося горного сооружения подвергается региональному метаморфизму до амфиболитовой фации и внедрению крупных плутонов гранитоидов батолитовых размеров. В межконтинентальных коллизионных орогенах это происходит за счет нагнетания и сопутствующего разогрева и плавления нижней части континентальной коры. В окраинно-континентальных орогенах типа Кордильер гранитно-метаморфическое ядро образуется над зонами субдукции при плавлении нижней части континентальной коры в их висячем крыле. Гранитные батолиты — многофазные образования, формирующиеся десятки миллионов лет. Ранние фазы являются гранодиоритовыми или граносиенитовыми, более поздние отличаются повышенной щелочностью. В целом эти гранитоиды отличаются от более ранних преобладанием К2О над Na2O.

Орогенез разделяют на две самостоятельные стадии: раннеорогенную и позднеорогенную. В раннеорогенную стадию горообразование идет за счет тектонического скучивания, вызванного тангенциальным сжатием, к которому добавляется эффект метаморфизма и гранитизации. Эти процессы, как и складчато-надвиговые деформации центральной части достигают кульминации именно на данной стадии, но горный рельеф еще низкий или умеренный, поэтому обломочный материал, поступающий с гор в результате их эрозии, еще мал. За счет этого материала отлагается прибрежно-морских условиях нижняя, песчано-глинистая с участием известняков и эвапорптов моласса.

Во второй стадии воздымание резко ускоряется за счет изостазии, поскольку к началу этой стадии кора вдвое толще обычной для платформ мощности. По мере остывания литосфера становится проницаемой для мантийных расплавов. Известково-щелочной вулканизм в коллизионных орогенах сменяется базальтовым. В окраинно-континентальных орогенах кордильерского типа ближе к краю континента продолжают существовать краевые вулканоплутонические пояса, а базальтовый и щелочной вулканизм проявляется в тылу последних. Общая обстановка тангенциального сжатия сохраняется, но в осевой части орогена на него нередко накладывается растяжение, могущее приводить к образованию эпиорогенных рифтов, с которыми связан базальтовый или щелочно-базальтовый вулканизм. В других случаях ороген расчленяется сдвигами — продольными, диагональными, поперечными; первые имеют значительную амплитуду. Складчато-надвиговые деформации сжатия продолжаются в эту эпоху на периферии орогена и в прилегающих частях передовых и межгорных прогибов. В самих прогибах идет накопление моласс континентального грубообломочного типа большой мощности.

Орогенная стадия длится не более первых десятков миллионов лет; по окончании наступает релаксация напряжений тангенциального сжатия и оно сменяется растяжением. Горные сооружения расползаются, нередко вдоль поверхностей надвигов, испытывающих обратные смещения и превращающихся в листрические сбросы. За счет этого они осложняются грабенами, специфической разновидностью рифтов. Их классическими примерами являются позднетриасовые — раннеюрские грабены восточного склона Урала и Западной Сибири — Челябинский и другие, а таккже одновозрастные и однотипные структуры восточного склона Аппалачей и основания Приатлантической равнины США. Их выполняют континентальные угленосные, на юге красноцветные песчаники, перемежающиеся с покровами толеитовых базальтов.

ОРОГЕНЕЗ