12.3. Развитие складчатых поясов

Во второй половине XIX столетия возникло представление о том, что складчатые системы закономерно зарождаются в пределах и в результате эволюции линейных зон интенсивного погружения и осадконакопления, получивших название геосинклиналей. Во второй половине XX столетия, включая 50-е годы, в рамках учения о геосинклиналях была разработана довольно стройная концепция стадийного их развития по пути превращения морского бассейна в складчатое сооружение — ороген.

Было выделено два этапа этой эволюции — собственно геосинклинальный, с преобладанием погружений, морского режима и мощного осадконакопления, и орогенный, с преобладанием поднятия и горообразования. В каждом из этих этапов стали различать две стадии в геосинклинальном этапе первая, раннегеосинклинальная стадия характеризовалась заложением морского бассейна, накоплением относительно глубоководных осадков, подводным основным вулканизмом (диабазы, спилиты, кератофиры), получившим от Г. Штилле название инициального и в общем отвечавшим верхней эффузивной части офиолитовых комплексов, в то время как нижняя его часть, представленная габброидами и гипербазитами, рассматривалась как интрузивная и более поздняя. Вторая, позднегеосинклинальная, стадия знаменовалась расчленением геосинклинального бассейна на частные прогибы и поднятия, накоплением флишевых и карбонатных толщ, подводным, отчасти наземным вулканизмом среднего—кислого состава, названным Г. Штилле субсеквентным и в целом соответствующим в современном понимании островодужному.

В орогенном этапе также различались две стадии — раннеорогенная, проявленная началом воздымания орогена, объединяющего прежние частные поднятия (островные дуги в современном смысле), отложением морских моласс в передовых и тыльных прогибах, гранитоидным плутонизмом, субаэральным средним и кислым вулканизмом, региональным метаморфизмом, и позднеорогенная стадия с усилением воздымания орогенов, сменой нижних морских моласс верхними, континентальными и грубообломочными, базальтоидным вулканизмом — финальным, по Г. Штилле

В свете последующих открытий, главным образом в области морской геологии, в этих представлениях обнаружились серьезные недостатки. Прежде всего они были основаны, особенно в интерпретации В.В. Белоусова, на фиксистских принципах, на отрицании какой-либо роли горизонтальных напряжений и движений растяжения и сжатия. В них не дается правильного определение характера геосинклинальных бассейнов на начальной стадии их развития вследствие неправильной интерпретации природы офиолитовых комплексов, неучета их тождества с корой океанского типа. Истолкование природы осадочных комплексов также не учитывает данных об их современных аналогах. Неприменение метода актуализма к интерпретации эволюции геосинклиналей — один из главных недостатков геосинклинальной концепции. Другим её серьезным методологическим недостатком является излишний детерминизм: в ней предполагается, что развитие подвижных поясов происходит по достаточно стройной схеме и в общем однообразно

Когда к концу 60-х годов выяснилось, что офиолиты — не чти иное, как древняя океанская литосфера, представление о стадийности геосинклинального процесса претерпело определенную трансформацию, в частности в трудах сотрудников Геологического института АН СССР во главе с А.В. Пейве. Был сделан правильный вывод о том, что главным итогом развития подвижных геосинклинальных поясов является новообразование континентальной коры за счет океанской. Соответственно, раннегеосинклинальная стадия стала рассматриваться как океанская, позднегеосинклинальная — как островодужная, а с началом орогенного этапа стало связываться становление новой континентальной коры.

С появлением тектоники плит истолкование истории складчатых поясов получило принципиально новую, последовательно мобилистскую и актуалистическую основу. Дж.Т. Вилсон в 1968 г предложил схему стадийности в развитии океанских бассейнов и течение цикла, позднее получившего в его честь название «цикла Вилсона». Она включает шесть стадий: 1) континентального рифтогенеза; современный пример — Восточно-Африканская рифтовая система; 2) ранняя; примеры — Красное море, Аденский залив; 3) зрелая; пример — Атлантический океан; 4) угасания; пример — эападная часть Тихого океана; 5) заключительная; пример — Средиземное море; 6) реликтовая (геосутура); пример — линия Инда в Гималаях. Для каждой стадии характерен определенный тип движений (поднятие, растяжение, сжатие, снова поднятие), тип осадков и магматитов.

Дальнейшее развитие этих взглядов применительно к отдельным складчатым поясам и системам показало, что их развитие портекает сугубо индивидуально, весьма различными путями. Так, турецкий геолог Дж. Шенгёр недавно выделил 20 типов орогенов по условиям и истории их развития. Однако такое разнообразие не исключает проявления общих для эволюции всех орогнов тенденций и закономерностей. Общим является прежде всего начальное и конечное состояния: глубоководный бассейн с тонкой корой океанского типа превращается в конце концов в складчатое, точнее складчато-покровное горное сооружение — ороген с мощной, до 60—70 км, зрелой континентальной корой. Обстановка преобладающего растяжения и опускания сменяется в конце цикла обстановкой преобладающего сжатия и поднятия. азнообразие проявляется в различии условий заложения бассейнов океанского типа, условий формирования орогенов и особенно, как мы видим ниже, на средних стадиях развития подвижных поясов, когда в них наблюдается наиболее широкий спектр структурных элементов и их геодинамических соотношений. Поэтому интерпретация геодинамических обстановок этих стадий представляет наибольшие трудности и вызывает наибольшие разногласия среди исследователей. Рассмотрим все это подробнее.

Заложение подвижных (геосинклинальных в прежней терминологии) поясов. Выше уже говорилось о том, что существует два главных типа позднепротерозойских и фанерозойских подвижных поясов — межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальные пояса, к которым относятся Северо-Атлантический, Урало-Охотский, Средиземноморский и Арктический, заложены на зрелой континентальной коре среднепротерозойской Пангеи I в процессе ее рифтогенной деструкции. Они прошли в своем нормальном 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 н излились бимодальные вулканиты — базальты, риолиты, щелочные разности. Во вторую стадию появляются эвапориты, затем морские терригенные и карбонатные осадки, а вулканиты принадлежит семейству толеитов. Начинается спрединг, но морской бассейн имеет еще ограниченную ширину — до 100 км или немногим более. Окраинно-континентальные подвижные пояса зародились на периферии Пангеи I, на ее границе с Панталассой. Их заложение могло протекать несколько по-разному, по крайней мере в трех основных вариантах. Один из этих вариантов тождествен описанному выше для межконтинентальных поясов и заключается в рифтогенезе с откалыванием от основного континентального массива глыб в несколько сотен километров в поперечнике, превращающихся в микроконтиненты — «бордерленды», в то время как между ними раскрывается глубоководный бассейн япономорского типа. Соответственно континентальные осадки сменяются морскими терригенными и терригенно-карбонатными толщами, а бимодальные вулканиты — толеитовыми базальтами.

Другая модель заложения окраинно-континентальных подвижных поясов заключается в новообразовании в океане, обычно на не очень большом (сотни километров) расстоянии 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 на западе Тихого океана. С появлением островной дуги по ее периферии вместо глубоководных илов начинают накапливаться граувакки, флиш, пирокластические осадки. Противоположный, континентальный, край бассейна чаще всего носит характер пассивной окраины с отложением шельфовых обломочных и карбонатных осадков.

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 тылу 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.

Начальная стадия развития подвижных поясов. В схеме Вилсона эта стадия называется зрелой, и характерной для нее считается обстановка океана атлантического типа, т.е. довольно широкого спредингового бассейна, 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/или флишевой формациями. Таким огромным обломочным клином является верхоянский комплекс нижнего карбона — средней юры Верхояно-Колымской области, нижне- и среднеюрская сланцевая формация Большого Кавказа, меловая и нижнепалеогеновая формация Карпат и др. Мощность этих отложений измеряется многими (иногда более десяти) километрами.

В аридном климате существенная роль в сложении осадочной призмы пассивной окраины подвижного пояса принадлежит карбонатам, причем на внешнем краю шельфа нередко протягиваются баьерные рифы, а в их тылу накапливаются лагунные красноцветы, местами с солями. Такова, например, верхняя юра Большого Кавказа. На континентальном склоне и его подножии рифовые известняки сменяются карбонатным флишем с известковыми контуритами.

Зрелая стадия развития подвижных поясов. Эта стадия харакизуется максимальным усложнением геодинамической обстановки, которая может быть очень разнообразной, но в целом практически для большинства поясов близкой к западно-тихоокеанскому типу. В океанском бассейне на этой стадии может функционировать несколько осей спрединга (обычно возникающих разновременно), существовать несколько островных дуг, энсиматических и энсиалических, со своими зонами субдукции, глубоководными желобами над ними, преддуговыми, задуговыми и междуговыми прогибами, а также микроконтинентами. Соответственно наблюдается небольшое разнообразие типов осадков, среди которых наиболее характерны флиш и рифовые известняки.

В отличие от флиша континентальных склонов и подножий ранней стадии, песчаники которого обычно являются кварцевыми (счет сноса обломочного материала с платформ), этот флиш по составу граувакковый или туфогенный, поскольку имеет островордужное происхождение. Рифовые известняки могут венчать отмирающие островные дуги, внутриокеанские хребты типа современного Императорского в Тихом океане, и поднятия — плато 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 могут на данной стадии принадлежать разным типам — атлантическому, западнохоокеанскому, андскому. Так, северная окраина Средиземноморого пояса — океана 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 наиболее внутреннего элемента пассивные континенльные 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.

Орогенная стадия развития подвижных поясов. Наступление этой стадии знаменуется окончанием спрединга, завершением поглощения океанской коры в зонах субдукции и установлением обстановки господства сжатия. Но эти условия не охватывают cpазу весь подвижный пояс, а обычно сначала его периферические или напротив, внутренние системы. В этих зонах происходит столкновение островных дуг или микроконтинентов друг с другом и в конечном счете с окраиной континента и в результате осадочные и вулканогенные толщи, слагающие их склоны, подвергаются интенсивным складчато-надвиговым деформациям с общим смещением в сторону континента. Большой Кавказ потому и представляет исключение в этом смысле, что он образовался в результате поддвига Закавказского микроконтинента под континент Евразии.

Р ис. 12.9. Формирование складчатых зон юго-западной Японии в результате последовательного столкновения активной континентальной окраины с микроконтинентами Хонсю (на рубеже перми и триаса) и Куросегава (в конце юры — начале мела). По М. Фору, Ж. Шарве и др., 1987: 1 — континентальная кора; 2 — океанская кора; 3 — литосферная мантия; 4 — осадки; 5 — гранитоидные плутоны Р ис 12.10. Палинспастические профили через Южный Урал в палеозое (в современных координатах запад слева), по В.Н. Пучкову, 1993. Континенты: ВЕК — Восточно-Европейский (с силура — ЕАК, Еврамерийский), ККК — Казахстано-Киргизский. Тектонические зоны: С — Сакмарская, М — Магнитогорская (И — Ирендыкская островная дуга в ее пределах), ВМ — Восточно-Мугоджарская Д — Денисовская, ВВ — Восточная вулканогенная. Мегазоны: ЗУ — Зауральская, ВУ — ВосточноУральская. ПУ — Предуральский краевой прогиб. 1—3 — земная кора: континентальная (1), переходного типа (2), океанская (3); 4 — аккреционные призмы; 5 — осадочные комплексы; 6 — мантия; 7—8 — направление движения: литосферных плит и материала мантии (7), тектонических покровов (8); 9 — главные сутуры; 10 — вулканические дуги Р ис 12.11. Аккреция континентальной окраины в Новой Гвинее, столкновение с Новобританской островной дугой. По Б. Берчфилу (1981), с изменениями. НГ — Новая Гвинея; островные дуги: Новобританская (НБ) и Соломонова (СД); моря: Арафурское (А), Бисмарка (Б), Соломоново (См); I — линия профиля. 1—4 — зона аккреции: позднекайнозойские (1) и доэоценовые (2) островодужные вулканиты, офиолиты (3), осадочные толщи (4); 5 — комплексы континентальной платформы; 6— то же под морем, а также верхи осадочного чехла на северной окраине; 7 — складчатость; 8 — современные зоны субдукции; 9 — надвиги; 10 — современный островодужный вулканизм Рис. 12.12. Семаильский офиолитовый аллохтон (С) в Горном Омане, надвинутый на край Аравийской платформы. Внизу справа — датировки осадочных формаций, офиолитов и базальных метаморфитов, определяющие время обдукции, которая сопровождалась телескопированием формаций континентального склона в подстилающем офиолиты аллохтонном комплексе Хавасина (X). По Б. Рейнгарту (1969), А. Робертсону (1987), с изменениями, 1 — офиолитовый аллохтон (на карте) и надвиги; 2 — серпентинизированные перидотиты; 3 — габброиды; 4 — комплекс параллельных даек (долериты); подушечные базальты; 6 — аллохтонный комплекс Хавасина (формации континентального склона и его подножия); 7 — блоки известняков; 8 — трансгрессивная серия неоавтохтона Рис. 12.13. Главные шовные зоны складчатой области Тянь-Шаня, их деформация и взаимодействие (по М.Г. Ломизе, 1993): 1 — каледонская Киргизско-Терскейская офиолитовая сутура; 2 — герцинская Алай-Кокшальская офиолитовая сутура; 3 — альпийские разломы (в том числе подновленные позднегерцинские разломы); 4—6 — главные континентальные единицы: Северо-Тяньшаньская (4), Срединно-Тяньшаньская (5) и Южно-Тяньшаньская (6)

Подобные эпизоды частичной коллизии, предшествующие общему и окончательному замыканию подвижного пояса, обычно отвечают заключительным эпохам одного из циклов Бертрана или одной из крупных эпох диастрофизма в пределах этих циклов. Иногда, как отмечалось выше, отдельные сегменты пояса могут испытывать полное замыкание, как это произошло с западной частью Средиземноморского пояса в конце палеозоя и, возможно в конце протерозоя.

Для большей части Средиземноморского пояса и для восточной части Урало-Охотского пояса было характерно последова тельное 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.

Нечто подобное происходило и в Ниппонском сегменте Западно-Тихоокеанского пояса. Здесь, на юго-западе современной Японии, с северо-запада на юго-восток, т.е. в направлении современного океана, друг друга сменяют зоны позднегерцинской (конец перми — начало триаса), позднекиммерийской (конец юры — начало мела) и альпийской (предсреднемиоценовой) складчатости. Деформациям всякий раз подвергалось выполнение окраинных морей с корой океанского типа в результате столкновения очередного микроконтинента (Хонсю, Куросегава, Куросио) с окраиной континента, наращенной зоной предшествующей складчатости (рис. 12.9).

Аналогичный процесс представляет надвигание на край континента вулканических и невулканических островных дуг. Так, завершающий этап развития Уральской системы состоял в последовательном надвигании на окраину Восточно-Европейского континента начиная с середины девона все более восточных островных дуг, пока, наконец, в середине карбона не произошло столкновение со всей этой системой Казахского микроконтинента, т.е. межконтинентальная коллизия (рис. 12.10).

Следует отметить, что в тылу сталкивающихся с окраиной континента микроконтинентов или вулканических дуг может проявляться вторичный спрединг и могут возникать новые бассейны типа окраинных морей. Именно так происходило в упоминавшемся выше случае юго-западной Японии и во многих других.

В окраинно-континентальных поясах на данной стадии происходит наращивание (аккреция) края континента примыкающими к нему разнородными террейнами. На таком фундаменте нередко образуются краевые вулканоплутонические пояса андского типа. 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 столкновением микроконтинентов, островных дуг или других «террейнов» с континентальными окраинами, обычно сопровождаются развитием шарьяжей, состоящих из пород промежуточных бассейнов или из пород самих этих террейнов (рис. 12.11). Так образуются, в частности, флишевые, офиолитовые, метаморфитовые тектонические покровы. Перед фронтом таких покровов за счет их разрушения часто формируются олистостромы, нередко включающие в качестве своих элементов глыбы — олистолиты пород этих покровов, иногда огромных размеров (сотни, тысячи кубических километров), заключенные в глинистом матриксе — осадке бассейнов, куда под действием силы тяжести спускались эти покровы. В дальнейшем движении последние нередко перекрывают олистостромы — продукты своего же разрушения.

Микститами (лат. mixlum — смешанный) называются породы любого происхождения (в том числе, например, тиллиты), состоящие из смеси неокатанных обломков самых разных пород.

В подошве шарьяжей, особенно офиолитовых, часто встречаются микститы¹ другого, не гравитационного, а чисто тектонического происхождения, именуемые меланжем; в случае офиолитов серпентинизированный меланж, матрикс которого состоит из тонкоперетертого серпентинитового материала. Впрочем, меланж может в дальнейшем испытать переотложение и войти в состав олистострома, а олистостром — подвергнуться тектоническому дроблению и превратиться в меланж. Такие гибридные образования именуют «олистомеланжем».

Надо напомнить, что олистостромы не обязательно являются остатками шарьяжей. Они нередко образуются в подножии листрических сбросов пассивных континентальных окраин, как это было отмечено при исследовании западно-африканской окраины Атлантического океана.

Особый интерес представляют крупные офиолитовые покровы, непосредственно перекрывающие окраину континентов в результате обдукции, т.е. надвигания океанской литосферы (см. гл. 6). Особенно впечатляющи офиолитовые покровы Омана (рис. 12.12), где мощность офиолитовой пластины достигает 12 км (!). Обдуцированные покровы офиолитов наблюдаются также в ряде районов периферии Тихого океана — на Новой Гвинее, Новой Каледонии, на восточном Сахалине, 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 протрузий, т.е. диапировых внедрений, обязанных высокой пластичности серпентинитов, вдоль офиолитовых швов или сутур, маркирующих след столкновения литосферных плит. К этим же сутурам нередко приурочены ывходы 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 океанской коры в зоне субдукции. Тем ценнее фиксация редких реликтов офиолитовых или глаукофан-сланцевых и эклогитовых комплексов. В ходе развития складчатой области офиолитовые сутуры могут претерпеть деформацию, а иногда активизируются в новой геодинамической обстановке совместно с более поздними структурными швами (рис. 12.13).

На орогенной стадии ядро формирующегося складчатого горного сооружения подвергается региональному метаморфизму до амфиболитовой фации и внедрению крупных плутонов гранитоидов, часто 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, но обычно также при участии плавления нижней части континентальной коры в их висячем крыле. Гранитные батолиты — как правило, многофазные образования, формирующиеся на протяжении нескольких десятков миллионов лет. анние фазы являются гранодиоритовыми или граносиенитовыми, более поздние отличаются повышенной щелочностью. В целом эти гранитоиды отличаются от более ранних преобладанием К₂О над Na₂O.

Развитие межконтинентальных коллизионных орогенов может быть проиллюстрировано на примерах Альп и Гималаев (рис. 12.14), окраинно-континентальных, субдукциопных — Северо-Американских Кордильер и Анд (рис. 12.15).

Орогенную стадию (этап) часто разделяют на две подстадии или даже самостоятельные стадии: раннеорогенную и позднеорогенную. В раннеорогенную стадию горообразование идет в основном за счет тектонического скучивания, вызванного тангенциальным сжатием, к которому постепенно добавляется эффект метаморфизма и гранитизации. Эти процессы, как и складчато-надвиговые деформации центральной части сооружения, достигают кульминации именно на данной стадии. Но горный рельеф еще низкий или умеренный, поэтому обломочный материал, постугппощий с гор в результате их эрозии, еще мелкий. За счет этого материала отлагается сначала в морских, а потом в лагунных условиях нижняя, песчано-глинистая, нередко с участием пачек известняков и (или) эвапорптов моласса. Известняки и эваапориты отлагаются, видно, во время относительных пауз в воздымании орогена.

Р ис. 12.14. Схема тектонической эволюции Западных Альп от раннего мела до современной эпохи. По Д. Авигаду, X. Шойену, Б. Гоффе, А. Мишару (1993). Структурные единицы: адриатического происхождения — Ивреа (Iv), Сезия (Se), Дан-Бланш (DB); пьемонтские (океанские) — «блестящие сланцы» (SL), офиолиты (Ор); европейского происхождения — Дора Майра (DM), Бриансонская (Вг), Гельветско-Дофинейская (HD). 1—2 — континентальная кора: европейская (1) и адриатическая (2); 3 — океанская кора и офиолиты; 4 — «блестящие сланцы»; 5 — граниты Р ис 12.15. Развитие окраинно-континентальнего (субдукционного) орогена в Кордильерах Калифорнии. По Ж. Дебельмасу и Ж. Масле (1991), упрощено. Буквы в кружках — главные фазы деформаций: Н — невадийская О — орегонская, Л — ларамийская. 1 — континентальная кора; 2 — океанская кора; 3 — вулканические формации островных дуг; 4—5 — осадочные формации: морские (4) и континентальные (5); 6 — формация голубых сланцев; 7 — все невадийские формации без расчленения; 8 — гранитоиды; 9 — разрывы

На позднеорогенной стадии воздымание складчатого сооружения резко ускоряется. Теперь поднятие идет уже в основном за счет изостазии, поскольку к началу этой стадии кора приобретает резко повышенную, вдвое против обычной для платформ с равнинным рельефом, мощность. Такое большое пририащение мощности коры является следствием совокупности нескольких процессов — интенсивного, часто лавинного по А. П. Лисицыну осадконакопления, интенсивной вулканической деятельности с накоплением продуктов тектонического скучивания, регионального метаморфизма и, наконец, гранитизации. По мере остывания литосфера становится все более проницаемой для мантийных расплавов. Известково-щелочной вулканизм в коллизионных орогенах сменяется базальтовым. В окраинно-континентальных орогенах кордильерскогоо типа ближе к краю континента продолжают существовать краевые вулканоплутонические пояса, а базальтовый и (или) 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 и бывает связан базальтовый или щелочно-базальтовый вулканизм. В других случаях ороген расчленяется сдвигами — продольными, диагональными, поперечными; первые иногда имеют весьма значительную амплитуду. Складчато-надвиговые деформации сжатия продолжаются в эту эпоху на периферии орогена и в прилегающих частях передовых и межгорных прогибов. В самих этих прогибах, как и раньше, идет накопление моласс, теперь уже в основном континентальных и крупно- или даже грубообломочных, большой мощности.

Тафрогенная стадия развития подвижных поясов. Орогенная стадия обычно длится не более первых десятков миллионов лет; по окончании наступает релаксация напряжений тангенциального сжатия и оно сменяется растяжением. Горные сооружения как бы расползаются, нередко вдоль поверхностей надвигов, испытывающих обратные смещения и превращающихся в листрические сбросы. За счет этого они осложняются тафрогенами — 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. В определенном смысле эта стадия гомологична раннеавлакогенной стадии развития древних платформ.