11.3. Трансформные окраины

Это менее распространенный и не встречающийся в чистом виде тип континентальных окраин. Он может быть разделен на два подтипа — трансформные дивергентные окраины и трансформные конвергентные окраины.

Типичным примером современной трансформной дивергентной окраины является атлантическая окраина Африки на участке северного побережья Гвинейского залива, где Африканский континент как бы подрезан экваториальной зоной разломов Атлантики. Здесь проявлены все характерные черты трансформной окраины: узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, с основанием которого совпадает резкая тектоническая граница между континентальной и океанской корой, практически без переходной коры между ними, слаборазвитое континентальное подножие. По разлому на границе континент/океан наблюдаются как вертикальные сбросовые, так и горизонтальные сдвиговые смещения, т.е. эта граница носит транстснсивный, сдвигово-раздвиговый характер.

Такие же, но менее протяженные окраины развиты в Атлантике вдоль южного ограничения Ньюфаундлендского выступа Северной Америки, вдоль южного ограничения Фолклендского плато и вдоль юго-восточного ограничения Южной Африки; обе последних обусловлены существованием крупнейшего Фолклендско-Агульясокого разлома. В Индийском океане трансформный характер имеет восточное ограничение Мадагаскара и его подводного продолжения, юго-восточное ограничение Аравийского полуострова, а также некоторые участки северо-западного и южного обрамления Австралии. В Тихом океане к данному типу и подтипу принадлежит северная окраина Новозеландского плато.

Трансформные конвергентные окраины представлены на двух участках тихоокеанской окраины Северной Америки — на севере против Канады и юго-восточной Аляски, где такой характер окраины определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шарлотты, и против Калифорнии. В первом случае картина строения окраины весьма сходна с предыдущим подтипом и отличием является, пожалуй, лишь принадлежность к конвергентной в целом границе Северной Америки, с нырянием под нее Восточно-Тихоокеанского поднятия. Вторым примером трансформной конвергентной окраины является так называемый Калифорнийский бордерленд. Он представляет участок подводной окраины к югу от Поперечных хребтов Калифорнии, находящийся между двумя параллельными сдвигами: сдвигом Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана. Между ними внутри самого бордерленда проходит, по-видимому, еще несколько сдвигов, принадлежавших той же системе. С ними связано образование нескольких цепочек раздвиговых осадочных бассейнов, кулисообразно расположенных, выполненных плиоцен-четвертичными отложениями, между которыми находятся приподнятыe блоки более древнего основания. По существу, этот бордерленд представляет недавно погруженный участок континента, на котором по соседству с ним распространены такие же бассейны.

Глава 12 складчатые пояса континентов

12.1. Общая характеристика складчатых поясов

Крупные складчатые пояса, разделяющие и обрамляющие древние платформы с докембрийским (архей, нижний и средний протерозой) фундаментом, начали формироваться в позднем протерозое (1,0—0,85 млрд лет). Протяженность складчатых поясов составляет многие тысячи километров, ширина обычно превышает тысячу километров. Главными складчатыми поясами планеты являются следующие (рис. 12.1).

1. Тихоокеанский (Круготихоокеанский) пояс, обрамляющий впадину Тихого океана и отделяющий ее от древних платформ (кратонов): Гиперборейской на севере, Сибирской, Китайско-Корейской, Южно-Китайской, Австралийской на западе, Антарктической на юге и Северо- и Южно-Американских на востоке. Этот пояс нередко делится на два — Западно- и Восточно-Тихоокеанские; последний именуется еще Кордильерским.

Рис. 12.1. Главные складчатые пояса фанерозоя, по К. Сайферту, Л. Сиркину (1979), с изменениями: 1 — складчатые пояса (Т — Тихоокеанский, УО — Урало-Охотский, С — Средиземноморский, СА — Северо-Атлантический, А — Арктический); 2 — древние платформы (кратоны) и их фрагменты

2. Урало-Охотский, или Урало-Монгольский, пояс, простирающийся от Баренцева и Карского до Охотского и Японского морей и отделяющий Восточно-Европейскую и Сибирскую древние платформы от Таримской и Китайско-Корейской. Имеет дугообразную форму с выпуклостью к юго-западу. Северная часть пояса простирается субмеридионально и именуется Урало-Сибирским поясом, южная простирается субширотно и называется Центральноазиатским поясом. На севере сочленяется с Северо-Атлантическим и Арктическим поясами, на востоке — с Западно-Тихоокеанским.

3. Средиземноморский пояс пересекает земной шар в широтном направлении от Карибского до Южно-Китайского моря, отделяя южную группу древних платформ, до середины юры составлявшую суперконтинент Гондвану, от северной группы: Северо-Американской, Восточно-Европейской, Таримской, Китайско-Корейской. На западе сочленяется с Восточно-Тихоокеанским (Кордильерским), на востоке — с Западно-Тихоокеанским поясами. После полного раскрытия в середине мела Атлантического океана пояс замкнулся на западе, упираясь в последний. В районе Южного Тянь-Шаня практически смыкается с Урало-Охотским поясом.

4. Северо-Атлантический пояс отделяет Северо-Американский кратон от Восточно-Европейского и на юге сочленяется со Средиземноморским поясом, а на севере — с Арктическим на западе и Урало-Охотским на востоке.

5. Арктический пояс протягивается от Таймыра на северо-востоке до Гренландии вдоль современных северных окраин Азии и Северной Америки, отделяя Сибирский и Северо-Амсриканский кратоны от Гиперборейского (Арктиды). На западе он сочленяется с Урало-Охотским поясом, на востоке — с Северо-Атлантическим.

Все перечисленные складчатые пояса возникли в своей основной части в пределах древних океанских бассейнов или на их периферии (Тихий океан). Предшественником Урало-Охотского юл был Палеоазиатский океан, Средиземноморского пояса — океан Тетис, Северо-Атлантического пояса — океан Япетус, Арктического пояса — Бореальный океан. Свидетельством океанского происхождения складчатых поясов является присутствие в них многочисленных выходов офиолитов — реликтов океанской коры литосферы. Все названные океаны, кроме Тихого, были вторичными, образованными в результате раздробления и деструкции суперконтинента Пангея I, объединявшего в среднем протерозое современные древние платформы. Доказательством такого их происхождения является присутствие в них многочисленных блоков раннедокембрийской континентальной коры — микроконтинентов и несогласное срезание контурами поясов элементов ранней структуры древних платформ; примером последнего могут служить восточные и южные ограничения Восточно-Европейской платформы.

Со времени заложения в позднем протерозое складчатые пояса прошли сложную и длительную историю развития. Эта история включала заложение в их пределах новых глубоководных морских бассейнов с корой океанского или переходного типа, возникновение среди них вулканических и невулканических островных дуг, замыкание этих и ранее существовавших бассейнов в результате столкновения ограничивающих их континентальных глыб или островных дуг или, наконец, этих дуг между собой или с континентальными глыбами. Эти процессы протекали разновременно в разных частях одного и того же пояса. Тем не менее в глобальном масштабе статистически намечаются определенные эпохи заложения бассейнов с океанской корой и окончания их развития с новообразованием континентальной коры — эпохи орогенеза. Главными эпохами орогенеза являлись байкальская в конце кембрия, каледонская в конце силура — начале девона, герцинская в позднем палеозое, киммерийская в конце юры — начале мела, альпийская в олигоцене — квартере. Они завершают циклы продолжительностью 150—200 млн лет, впервые выделенные еще в XIX в. французским геологом М. Бертраном и поэтому заслуживающие название циклов Бертрана. Каледонская эпоха являлась завершающей для Северо-Атлантического складчатого пояса, герцинская — для большей части Урало-Охотского пояса, киммерийской эпохой завершилось развитие Арктического пояса. Тихоокеанский и Средиземноморский пояса сохранили свою высокую подвижность до наших дней. Все эти складчатые пояса пережили более одного цикла Бертрана, и продолжительность их активного развития охватывает многие сотни миллионов лет. Полный цикл эволюции складчатого пояса, от возникновения до закрытия океана, получил название цикла Вилсона, в честь канадского геофизика, одного из основоположников тектоники плит. Циклы Вилсона проявляются в масштабе всего или почти всего пояса, в то время как составляющие их циклы Бертрана и завершающие их эпохи орогенеза затрагивают лишь отдельные его части.

Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляют межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, образовавшихся в свою очередь в результате деструкции среднепротерозойского суперконтинента — Пангеи I. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип складчатых поясов — окраинно-континентальный, образовавшийся на границе Пангеи I и ее фрагментов с Панталассой — предшественницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанской коры и столкновением — коллизией — ограничивающих их континентов. Окраинноконтинентальные пояса еще не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса. Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными, а второго типа — субдукционными.

Судьба складчатых поясов после окончания их активного развития обычно заключалась в постепенном срезании их горного рельефа и складчато-надвиговых структур денудацией и смене орогенного режима более спокойным, платформенным (см. гл. 13). В дальнейшем отдельные части поясов перекрывались осадочным чехлом и превращались в плиты молодых платформ, как это произошло с северной, западносибирской, частью Урало-Охотского пояса (кроме самого Урала и Енисейского кряжа) и с северной периферией Средиземноморского пояса, ныне занятой Западно-Европейской, Скифской и Туранской плитами. Другие части пояса в новейшую эпоху испытывали повторное горообразование уже во внутриконтинентальных условиях; примеры — Урал, Тянь-Шань, Алтай и ряд других горных сооружений в Урало-Охотском поясе, горные массивы Западной и Центральной Европы — Иберийская Месета, Центральный Французский, Богемский (Чешский) массивы, Гарц, Судеты и другие в Средиземноморском поясе (см. гл. 14).

Нередки также области внутри будущих складчатых поясов, на площади которых в результате проявления одного или двух циклов Бертрана произошло закрытие океанского бассейна, складчатость, горообразование, а затем относительно кратковременное ослабление тектонической активности, которое сменилось новым рифтингом, повторным раскрытием океанского бассейна и дальнейшей его эволюцией в направлении орогенеза. Такова, например, история западной и южной частей Средиземноморского пояса в позднем палеозое, испытавших герцинский орогенез, затем переживших платформенную или близкую к ней («квазиплатформенную») стадию развития в начале мезозоя (Т—J₁), повторный рифтинг и спрединг в середине мезозоя (J₂—К) и в конечном счете давших начало молодому Альпийско-Гималайскому горному поясу.