16.  Складчатые пояса континентов

16.2. Внутреннее строение

16.2.3. Срединные массивы (микроконтиненты) и межгорные прогибы

Чехлы срединных массивов, межгорные прогибы, эпиорогенные рифты и впадины внутренних морей. Пространства между складчатыми системами, родившимися из бассейнов с корой океанского типа, первично принадлежавшие микроконтинентам, на заключительной стадии развития подвижных поясов испытывают несколько различное развитие в разных своих частях. На одних участках древний фундамент микроконтинентов – срединных массивов – сохраняет приподнятое положение и выступает на поверхность; такие участки обычно и именуются кристаллическими массивами, например Дзирульский массив или Арзаканский массив в Закавказье, Кокчетавский и Улытауский в Центральном Казахстане и др. На других участках фундамент оказывается перекрытым осадочным чехлом, обычно относительно небольшой (сотни, реже более тысячи метров) мощности, сложенным континентальными или мелководно-морскими отложениями (нередко с участием вулканитов, часто кислых и (или) повышенной щелочности). В пределах массивов могут существовать и прогибы с повышенной мощностью осадков, например Баррандов в Богемском (Чешском) массиве [17].

Чехлы массивов обнаруживают неравномерную дислоцированность, чаще всего складчато-блоковую, но иногда и более интенсивную, особенно в прогибах. Вместе с фундаментом они бывают пронизаны молодыми интрузиями гранитоидов, но в этом фундаменте местами обнаруживаются и древние интрузивные тела, характерные еще для платформенного этапа развития, например кимберлитовые трубки . Наконец, значительные площади срединных массивов на орогенном этапе развития подвижного пояса подвергаются погружению, часто весьма глубокому, и превращаются в межгорные прогибы, заполненные мощными толщами обломочных осадков – моласс , наложенных либо непосредственно на фундамент, либо на чехол срединных массивов. Однако межгорные прогибы не ограничиваются площадью срединных массивов, а часто выходят своими контурами за их пределы и поглощают смежные части самих складчатых систем, так что фундамент межгорных прогибов нередко оказывается гетерогенным. Характерный пример – Паннонская впадина, основание которой включает не только древнюю глыбу Тиссию (или Бихорский микроконтинент), но и соединительное звено между Альпами и Карпатами.

Развитие межгорных прогибов обычно начинается с заложения сравнительно узких прогибов непосредственно в тылу обрамляющих срединный массив складчатых систем (например, Закарпатский прогиб). В дальнейшем, по мере разрастания складчатых сооружений, эти прогибы мигрируют навстречу друг другу и в конце концов могут слиться (а могут и не слиться) в единый межгорный прогиб.

Все стадии этого процесса можно наблюдать на примере северного Закавказья. В его западной части между складчатыми сооружениями Большого Кавказа и Аджаро-Триалетской системы Малого Кавказа находится наиболее возвышенная часть Закавказского срединного массива – Грузинская глыба. Фундамент глыбы выступает в Дзирульском массиве; его склоны и расположенное севернее Окрибское поднятие сложены пологодислоцированным чехлом микроконтинента, а между ним и смежными складчатыми сооружениями протягиваются узкие прогибы, выполненные морской песчано-глинистой олигоцен-миоценовой молассой; складчатые системы надвинуты на эти прогибы. Восточнее, в пределах Карталинской депрессии, продолжения обоих прогибов и разделяющего их поднятия оказываются перекрытыми более крупным Куринским межгорным прогибом, выполненным верхней поздне-миоценово-плиоценовой молассой, в основном уже грубообломочной и континентальной. Еще восточнее, к востоку от меридиана Тбилиси, Куринский межгорный прогиб резко расширяется за счет как Малого, так и Большого Кавказа; фундамент разделявшего их массива оказывается погруженным на глубину, местами превышающую 12-15 км.

Молассы, выполняющие межгорные прогибы, дислоцированы очень неравномерно, интенсивнее всего близ границ смежных складчатых сооружений, на них, как правило, надвинутых. Молассовое выполнение нередко оказывается сорванным с фундамента или чехла срединного массива. В приведенном выше примере Куринского прогиба в его западной, карталинской, части интенсивным складчатым деформациям подверглись лишь узкие полосы тыльных прогибов, а центральная часть собственно межгорного прогиба ими практически не затронута. Восточнее, в Среднекуринском сегменте, молассовый комплекс весь затронут надвигами, исходящими от Большого Кавказа; при этом он сорван с чехла массива по глинам пластичной майкопской серии. Дополнительное усложнение в структуру выполнения межгорных прогибов вносит присутствие в низах разреза эвапоритов.

Сами складчатые горные сооружения, их сводовые части на позднеорогенной стадии развития нередко испытывают некоторое растяжение с образованием эпиорогенных рифтов . Наиболее широко это проявлено в Северо-Американских Кордильерах, в пределах США, где в олигоцене-миоцене образовалась полирифтовая система области Бассейнов и Хребтов, а также рифт Рио-Гранде вдоль восточного обрамления складчатого пояса. Подобные, но одиночные грабены осложнили на новейшем этапе развития структуру Анд в Эквадоре (грабен Кито), в Боливии (грабен Альтиплано) и Чили (грабен Срединной долины). Это грабенообразование, как и в Северной Америке, сопровождалось вулканизмом.

Помимо рифтов на складчатые системы оказываются наложенными более или менее изометричные внутренние впадины; их заложению могло предшествовать рифтообразование. Подобной впадиной является впадина Боусер в Канадских Кордильерах, выполненная верхнеюрскими и меловыми отложениями. Другой пример – Венский бассейн, наложенный на внешние зоны Альп и Карпат (Паннонская впадина перекрывает их более внутренние зоны).

Наиболее далеко зашедшую стадию деструкции складчатого пояса выражает образование впадин внутренних морей типа морей Западного Средиземноморья – Алжиро-Прованского, Лигурийского, Тирренского, – в которых рифтогенез привел к новообразованию коры океанского типа. Эти впадины начали формироваться в олигоцене, после завершения основных складчато-надвиговых деформаций во внутренних зонах Апеннин и смежных альпийских складчатых систем региона, и они оказываются несогласно наложенными на их сложную складчато-покровную структуру. Начальную стадию образования подобных впадин можно видеть на примере Эгейского и Адриатического морей, а эмбриональную – на примере уже упоминавшейся Паннонской впадины. В этих впадинах дело не дошло до полного разрыва континентальной коры и ее замещения океанской, а ограничилось ее утонением и некоторой переработкой. При этом Тирренская и Эгейская впадины располагаются в тылу Калабрийской и Эгейской вулканических дуг и соответствующих сейсмофокальных зон. Аналогичное положение занимает более древняя Черноморская впадина, возникшая в тылу позднемеловой-раннепалеогеновой вулканической дуги. Таким образом, эти впадины могут быть причислены и к категории задуговых, но это не относится к Алжиро-Прованской и лишь частично верно для Паннонской впадины. Первая из них образовалась в пределах южного продолжения Западно-Европейской континентальной рифтовой системы.

Тот факт, что практически во всех молодых впадинах западной части Альпийско-Гималайского пояса наблюдаются утонение коры и литосферы и повышенный тепловой поток, дает основание говорить о подъеме астеносферы и «мантийном диапиризме». Последний нередко рассматривается как первопричина новообразования этих впадин, независящая от конвергенции литосферных плит, приведшей к образованию самого Альпийско-Гималайского пояса. С таким взглядом нельзя согласиться, более вероятно, что этот мантийный диапиризм представляет побочный продукт коллизии литосферных плит и вызванного ею диссипативного разогрева литосферы.
К оглавлению курса     К оглавлению вводной части