Геология / 4 курс / Геотектоника / Лекции / Лекция 07

8

КЛАСС ОРОГЕННЫХ РЕЖИМОВ

Орогенные режимы характеризуются, как и геосинклинальные, большим размахом и большой контрастностью глыбово-волновых колебательных движений. В отношении этих признаков каких-либо существенных различий между этими двумя классами режимов нет.

Но орогенные режимы отличаются от геосинклинальных преобладанием поднятий над опусканиями. Области орогенного режима — это прежде всего горные области. Они расчленены на зоны поднятий и опусканий. Зоны поднятий размываются, а в прогибах накапливаются осадки. Последние образуют молассовую формацию, характерную для областей орогенных режимов.

Эволюция молассовой формации хорошо отражает преобладание под­нятий над опусканием: накопление этой формации начинается с тонких песчаников и глин, которые во многих областях бывают морскими. Это так называемая нижняя моласса; она сменяется вверх континентальной верхней молассой, гораздо более грубой с широким, развитием конгломе­ратов; верхняя моласса часто красноцветная. В такой смене характера отло­жений можно видеть классический пример «перекомпенсации» накоплением. Перекомпенсация является следствием большей скорости роста поднятий, да­ющих осадочный материал, по сравнению со скоростью опусканий в прогибах. Эволюция орогенных областей обычно закапчивается тем, что не только хреб­ты, но п депрессии вовлекаются в поднятие и становятся зонами размыва.

Поднятия и прогибы в условиях орогенного режима имеют сводово-глыбовый характер. Вертикальные движения начинаются изгибами земной коры, но по мере того, как контрасты между поднятиями и опусканиями растут, на границах между ними все большую роль играют разломы типа взрезов.

Поднятия и прогибы орогенных областей называют по-разному: мегантиклиналями и мегасинклиналями или (что нам кажется лучше) горст-антиклинориями и грабен-синклинориями. Последние названия отражают сочетание изгибов и разломов.

Взрезы определяют проницаемость земной коры. Проницаемость носит резко выраженный сосредоточенный характер, что составляет еще одно важное отличие орогенных режимов от геосинклинальных. Глубинные взрезы, являющиеся каналами для сосредоточенной проницаемости, возникают в процессе «взламывания» земной коры, бывшей перед этим целостной монолитной и непроницаемой. При эпигеосииклинальном орогенном режиме взламыванию подвергается тот кристаллический панцирь, который образо­вался в инверсионную ге о синклинальную стадию в процессе регионального метаморфизма и гранитизации. При эпиплатформепном орогенезе взламы­вается монолитная кора платформы.

К глубинным взрезам приурочен магматизм, как эффузивный, так и ин­трузивный, который, как правило, в значительном масштабе сопровождает орогенный режим.

В обстановке орогенного режима происходят и некоторые складчатые деформации. Это в основном глыбовые складки, наблюдаемые лучше всего в прогибах. Они связаны с относительными поднятиями небольших глыб по второстепенным взрезам. Кроме того, развиты складки нагнетания; они приурочены к местам, где имеются пластичные породы (глины, соль), при­надлежащие к лагунной формации. Но могут возникать, хотя и в малых масштабах, складки общего смятия, если на слои оказывают давление раз­валивающиеся в стороны под влиянием силы тяжести относительно поднятые глыбы.

Выделяются орогенные режимы эпигеосинклиналъный и эпиплатформенный, т. е. развивающиеся после геосинклинального или платформенного режимов.

До последнего времени господствовало убеждение (оно у многих ис­следователей сохраняется и сейчас), что геосинклинальное развитие зако­номерно и обязательно заканчивается горообразованием, т. е. что орогенный режим является неизбежным следствием геосинклинального развития и даже может рассматриваться как завершающая стадия в развитии геосинклинали. Этого мнения раньше придерживался и автор.

Однако в настоящее время накопились данные, которые заставляют изменить эту точку зрения и считать орогенный режим самостоятельным, который хотя часто и следует за геосинклинальным, но непосредственно из него не вытекает.

Во-первых, выяснилось, что на месте некоторых геосинклиналей горы но образуются: геосинклинальное развитие и в них заканчивается теми двумя стадиями, которые были рассмотрены выше для эв- и миогеосинклинального режимов, и непосредственно сменяется платформенный режимом без промежуточной орогенной стадии. Например, не было горообразования перед образованием Скифской платформы после окончания герцинского цикла геосинклинального развития. Нет признаков образования горного­ рельефа при завершении герцинского геосииклинальпого развития и на большей части Западно-Сибирской низменности. Даже в тех случаях, когда орогенный режим возникает там, где перед этим существовал геосинклиналь­ный режим, сплошь и рядом между окончанием последнего и началом пер­вого наблюдается более или менее длительный перерыв, в течение которого движения земной коры и эндогенная активность ослаблены.

Особенно длительный период промежуточного покоя, наблюдается в истории ряда мезозойских геосинклиналей. Например, в Верхояно-Колымской геосинклинали па Северо-Востоке России геосинклииальное раз­витие было завершено не позже раннего мела, а горообразование началось только в неогене, что специально подчеркивает И. А. Резанов. Кордильеры Северной Америки после окончания геосинклинального развития (в конце мезозоя) в течение всего палеогена, по данным Ф. Кинга, были болотистой равниной. Орогенез в этой области начался только в конце миоцена.

Во-вторых, поднятия и прогибы, возникающие во время орогенного режима на месте бывшей геосинклинали, далеко не всегда наследуют и раз­вивают те поднятия и прогибы, которые были в геосинклинали в течение ее инверсионной стадии, или наследуют их лишь частично.

В-третьих, само существование эпиплатформенного орогенного режима противоречит представлению об этом режиме, как о продолжении развития геосинклинали.

Общеизвестным примером зпиплатформенного орогенеза являются нео­тектонические события в Центральной Азии, в том числе и в советской части Тянь-Шаня. В этой обширной области в мезозое и палеогене существовал режим молодой платформы, а в неогене и четвертичном периоде установился орогепный режим.

Все это убеждает в том, что орогенный режим представляет собой в зна­чительной степени самостоятельное явление. В значительной степени, а не полностью, так как история земной коры все же показывает, что большинство орогенных режимов принадлежало к типу эпигеосинклинальных. Мы можем сказать, что хотя появление орогениого режима не зависит от предыдущего геосинклинального развития, но геосинклинали все же оказываются зонами, наиболее благоприятными для возникновения этого режима. Относительно благоприятными зонами для орогенного режима являются и молодые плат­формы, тогда как к древним платформам орогенез приурочен реже (на древ­них платформах своеобразной заменой эпиплатформенного орогенеза ока­зывается рифтовый режим, который, впрочем, может возникать и на молодых платформах. Самостоятельность орогенного режима обосновывалась ещё в работах В. А. Обручева.

Мы видели, что и геосинклинальный и платформенный режимы в своем развитии подчиняются общему эндогенному ритму развития земной коры. Точно так же и проявления орогенных режимов «вписываются» в тот же ритм. Орогенный режим возникает всегда в конце эндогенного цикла. Если говорить только о фанерозойских циклах, то следует отметить, что орогенные режимы возникали: в конце силура и в девоне, т. е. в конце каледонского эндогенного цикла; в конце карбона и в перми, т. е. в завершение герцинского цикла; в юрском и меловом периодах, т. е. в заключение мезозойского цикла; в неогене и четвертичном периоде, т, е. в конце альпийского цикла. Особенно хорошо известна эпоха повсеместной неоген-четвертичной «нео­тектонической активизации», когда сформировался рельеф всех современных горных областей Земли. Такая временная приуроченность свойственна как эпигеосинклинальному, так и эпиплатформеиному типам орогенного режима. Следует лишь подчеркнуть, что каждый раз орогенез происходит не повсе­местно, а лишь в некоторых областях. Он может проявляться различно на протяжении зоны, которая однородна по предыдущему своему развитию.

Приурочиваясь к концу эндогенного цикла и характеризуясь значи­тельным преобладанием поднятий над опусканиями, орогенный режим является особенно ярким выражением общей инверсии тектонического режима, происходящей в каждом эндогенном цикле. Предшествовал ли орогенному режиму геосинклинальный или платформенный режим — и в том и другом случаях в начале цикла преобладали опускания над поднятиями. Полное преобладание поднятий над опусканиями характеризует орогенную стадию с начала образования верхней молассы. Но уже во время накопления нижней молассы развивается нарастание поднятий относительно опусканий. Так что начало отложения нижней молассы соответствует времени общей инверсии.

Возникнув, орогенный режим может сохраняться в течение нескольких геологических периодов, захватывая в значительной степени следующий эндогенный цикл. Например, начавшись в конце каледонского цикла — в силуре и девоне — орогенный режим в Алтае-Саянской области сохра­нялся в течение герцинского цикла, т. е. не только в девоне, но и в карбоне и перми. В Монголо-Охотской зоне (в Приамурье) орогенный режим уста­новился в конце герцинского цикла — в перми, но сохранялся до начала мела.

Орогенные поднятия сначала бывают узкими, а затем расширяются. Этот процесс особенно ясно выражен в случае эпигеосинклиналъного оро­генеза, когда поднятия захватывают все новые полосы бывшей геосинклинали и, в конце концов, одно орогенное поднятие может включить в себя ряд зон бывшей геосинклинали. Сле­довательно, орогенные поднятия могут оказаться более крупными структу­рами, чем те, которые расчленяли земную кору в предыдущей геосинклиналь­ной обстановке.

Прогибы в орогенных областях, расположенные между двумя подня­тиями, называются межгорными прогибами. Прогибы, расположенные на краю орогенной области, именуются передовыми. История тех и других состоит в волнообразном смещении по мере расширения орогенных поднятий. Если ось орогенного эпигеосинклинального поднятия совпадала с положением центрального поднятия, межгорные и передовые прогибы на ранних стадиях их развития могут совпасть с положением краевых про­гибов, и тогда перемещение орогенных прогибов непосредственно про­должает то волнообразное развитие поднятий и прогибов, которое началось еще в геосинклинали в эпоху частной инверсии. Краевые прогибы, двигаясь навстречу друг другу, могут слиться в межгорный прогиб. Последний ока­зывается расположенным там, где в начале геосинклинального развития находилась интрагеоантиклиналь. Это может быть не единый прогиб, а ряд вани, между которыми сохраняются остаточные поднятия интрагеоантикли-нали. Орогенные прогибы накатываются и на срединные массивы. Прогибы захватывают их с краев или оказываются наложенными в форме отдельных бассейнов на их внутреннюю часть. Миграция орогенных прогибов, про­должая аналогичную миграцию, начавшуюся во время геосинклинального развития, ведет к дальнейшему смещению линз осадочных формаций: линза, сложенная молассовой формацией, оказывается смещенной наружу (т. е. в сторону от центрального поднятия) относительно линзы верхнетерригенной формации.

Передовые прогибы также сначала могут совпадать с краевыми проги­бами, но затем одновременно с быстрым .расширением окраинного примы­кающего к прогибу орогенного поднятия столь же быстро мигрируют в сто­рону платформы и обычно накатываются на ее край. Передовой прогиб построен несимметрично: край, обращенный к ближайшему орогенному поднятию, у него более крутой, а край, обращенный в сторону платформы, пологий. Складчатые дислокации на разных крыльях передового прогиба также различны: глыбовые складки и складки нагнетания на его внутреннем крыле развиты сильнее и они сложнее, чем на внешнем.

Складчатость орогенной стадии, образующаяся как в передовых, так и в межгорных прогибах, представляет собой наиболее позднее проявление складчатых деформаций в данном эндогенном цикле. В случае эпигеосинклинального типа орогенеза в развитии складчатых деформаций можно выделить, следовательно, две основные стадии: стадию геосинклинального складко­образования, когда глубинная складчатость и складчатость общего смятия возникают в центральных поднятиях, и стадию орогенного складкообразо­вания, когда в межгорных и передовых прогибах формируются складча­тости глыбовая и нагнетания. Б этом случае орогенная складчатость до­полняет геосинклиналъную в образовании структуры складчатой зоны, принадлежащей к соответствующему эндогенному циклу. Эта зона состоит из складок разных типов, образовавшихся в разные стадии цикла. Склад­чатость дополняется более крупными орогенными структурами — горст-актиклинориями и грабен-синклинориями. Б случае же эпиплатформенного орогенеза складчатая структура ограничивается орогенной складчатостью межгорных и передовых прогибов.

Из предыдущего было видно, что имеются большие черты сходства между двумя орогенными режимами — эпигеосинклинальным и эпиплатформенным. Различия между ними сводятся главным образом к составу магматических пород.

Эпигеосинклипалъный орогенный режим характеризуется преимуще­ственно кислым и средним магматизмом. В ряду эффузивных пород преобла­дают андезиты, дациты, липариты, а базальты играют подчиненную роль. Среди интрузивных пород развиты граниты и диориты, образующие нередко крупные массивы вдоль глубинных разломов.

На срединных массивах в орогенную стадию вулканизм характери­зуется щелочным составом. На срединном массиве Южной Армении в орогенную стадию в эоцене и позже изливались трахиандезиты, трахиты, фонолиты, а затем уже в меньшей мере базальты.

Магматические проявления в межгорных и передовых прогибах слабее, чем на поднятиях. Но и здесь встречаются излияния и гипабиссальные интрузии типа лакколитов и магматических диапиров, главным образом щелочного состава. Примером являются щелочные интрузии и излияния северного склона Кавказа, возникшие на границе между орогенным подня­тием Главного хребта и передовым прогибом.

Эпиплатформенний орогенный режим характеризуется щелочной маг­мой, главным образом основной. Здесь мы встречаемся с излияниями ще­лочных базальтов, фонолитов, трахитов и с гипабиссалъными интрузиями аналогичного состава. Но магматизм может и отсутствовать.

Примером эпиплатформенного орогенеза, относящегося к концу мезо­зойского эндогенного цикла, являются события, развернувшиеся в поздней юре и раннем мелу в Западном Забайкалье, когда в этой области произошли интенсивные дифференциальные вертикальные движения, сопровождавшиеся разломами и излияниями по ним щелочных лав.

Структуры орогенной стадии

Орогенные структуры имеют в основном изометричные формы. В них нет явно выраженной линейности, характерной для тектоники геосинклинальных областей. Складчатые структуры создаются преимущественно вертикальными движениями земной коры. Большая часть из них формируется одновременно с накоплением осадков. Характер складчатых структур преимущественно брахиформный, глыбовый. Характерна разломная тектоника – сбросы, взбросы и сдвиги.

1. Ранняя стадия – неравномерное прогибание всей орогенной области, образование обширных впадин и разделяющих их поднятий;

2. Поздняя стадия – преимущественные поднятия.

Основными структурными элементами являются впадины, поднятия, срединные массивы, краевые и межгорные прогибы, вулканогенные пояса. Наиболее крупные структуры – впадины и разделяющие их поднятия.

Впадины – огромные по площади прогибы в десятки и сотни км в поперечнике. Форма сложная, часто изометричная и угловатая. Они несогласно наложены на ортогеосинклинальные складчатые комплексы. Впадины заполнены молассовыми формациями большой мощности (первые километры). Оси складок во впадинах не имеют преобладающих ориентировок. Даже рядом расположенные структуры могут иметь перпендикулярное или косое направление. Оно подчинено ориентировке разрывов в фундаменте. Пример – Сарысцйская и Тенизская впадины в Центральном Казахстане. Они заложились в среднем девоне и развивались до конца перми. Впадины образуют цепочки (Ц. Казахстан).

Впадины могут быть и изолированными (впадина Кузнецкого каменноугольного бассейна). Такие структуры называются межгорными прогибами. От окружающих поднятий они отделены крупными разрывами, по которым изливаются лавы кислого и среднего состава.

Поднятия разделяют оргенные впадины. В их пределах образуются системы грабен-синклиналей и горст-антиклиналей. В центральных частях поднятий часто обнажены фрагменты древних складчатых сооружений.

Срединные массивы – пониженные участки со спокойным залеганием осадочных толщ верхнего структурного этажа на более древнем складчатом фундаменте. В одной геосинклинальной области может возникнуть несколько срединных массивов. Для них характерно резкое ослабление интрузивной деятельности вплоть до полного ее затухания. Это позволяет рассматривать их как зачатки будущих платформ.

Срединные массивы делятся на две генетические группы.

1. Остаточные срединные массивы – глыбы, не переработанные тектоническими движениями и магматизмом последующей складчатости (Родопский массив в Болгарии).

2. «Ядра ранней консолидации» - части геосинклинальных областей, которые обособились перед их переходом в платформенной состояние.

Краевые прогибы – крупные сложные впадины на границе между геосинклинальными областями и платформами. Они имеют строение синклинориев. Они возникают там, где геосинклинальные области примыкают к участкам платформ с глубоко погруженным фундаментом (т.е. к плитам). Пример краевого прогиба – Предуральский. При высоком положении платформ (около щитов) краевые прогибы не образуются. Здесь возникают краевые швы. Пример краевого шва – пограничная зона между Восточно-Европейской платформой и Скандинавскими каледонидами.

Краевые прогибы начинают формироваться при смене ортогеосинклинального режима на орогеный. Преобладают положительные движения земной коры. Складкообразование интенсивное.

Внутренняя зона прогиба возникает и развивается на складчатом основании в начальную стадию его заложения. Здесь развиваются сложные линейные дисгармоничные складки. Широко распространены линейные диапировые складки и узкие гребневидные антиклинали.

Внешняя зона прогиба образуется на жестком платформенном основании в конце развития прогиба. Здесь распространены куполовидные поднятия небольшой амплитуды и глыбовая складчатость платформенного типа.

Вулканогенные пояса. Это вытянутые структуры в орогенных областях. Они вытянуты на сотни и тысячи километров и шириной десятки – первые сотни км. По разные стороны от поясов располагаются разные складчатые комплексы. Пояса в целом параллельны самым молодым из них. Часто пояса занимают пограничное положение между крупными структурными элементами земной коры или разновозрастными складчатыми областями. Пример: Охотско-Чукотский вулканогенный пояс отделяет кайнозойскую геосинклиналь северо-западной окраины Тихого океана от разновозрастных складчатых комплексов континента.

В стратиграфическом разрезе поясов в нижней части преобладают основные лавы; в средней – щелочные, в верхней – среднего и основного состава. В осевых частях поясов мощности вулканогенных образований достигают 3 км.

В пределах поясов находится много центров излияния. Они расположены тесными группами или равномерно распределены по всему поясу.

Формации орогенной стадии

Орогенные структуры характеризуются преимущественно континентальным типом осадочных и вулканогенных пород, накапливавшихся в наземных, озерных, лагунных обстановках, в условиях расчлененного горного рельефа.

Для осадочных формаций орогенных областей характерны резкие изменения фаций и мощностей пород по латерали и вертикали.

Молассовая формация.

Молассовый тип осадочных формаций накапливается во впадинах и прогибах за счет снесенного в них материала с поднятий. Молассой называется комплекс преимущественно грубообломочных пород, выполняющих краевые и межгорные прогибы, формирующиеся в орогенную стадию развития складчатых систем. Преимущественный состав молассы – это красноцветные и сероцветные конгломераты, песчаники, алевролиты, иногда мергели. Среди молассовых отложений нередко залегают также породы лагунной формации — каменная соль, гипс, ангидрит и другие хемогенные осадки. Кроме того, местами развиты угленосные серии осадков.

Нижняя молассовая формация образуется в стадию погружения орогенных бластей. В основании она состоит из конгломератов, нередко валунных и крупногалечных, выше по разрезу они сменяются аркозовыми песчаниками и алевролитами. Цвет формации красный, в верхней части пестрый и серый.

Верхняя моласса образуется при общем воздымании орогенной области и сокращении размеров впадин. Она сложена мелкообломочными красноцветными и сероцветными лагунными и континентальными отложениями с горизонтами углей, линзами эвапоритов.

Между нижней и верхней молассой расположена морская карбонатная формация или глинистая карбонатная. Она сложена хемогенными известняками, доломитами, мергелями.

Эвапоритовая формация состоит из соленосных песчано-глинистых пород или залежей каменных и калийных солей среди глинистых отложений.

В краевых прогибах распространена формация барьерных рифов, состоящая из органогенных известняков. В них часто заключены залежи нефти и газа.

Угленосная формация образуется из чередования песчаников, аргиллитов, известняков и пластов каменного угля. Она накапливается в прибрежных морских или лагунных условиях.

В орогенных областях широко развит магматизм и вулканизм. Вулканогенные породы могут образовывать многокилометровые толщи. На громадных пространствах развиты отдельные стратовулканы. Продукты их извержений сливаются и образуют единый покров. Вулканиты прорваны большим числом небольших батолитов, штоков и даек.

Вулканизм преимущественно риолитовый, риодацитовый, дацитовый состав вулканических формаций при подчиненной роли базальтов.

Интрузивный магматизм представлен преимущественно гранитоидным составом интрузивных формаций. Гранитоиды формируют крупные батолитовые массивы.

Основные металлогенические особенности определяются преимущественно кислым составом вулканических и интрузивных пород. С ними связаны гидротермальные вулканогенные и плутоногенные месторождения Mo, W, Be, As, Sb, U, Au, Ag, Sn.

Следует подчеркнуть, что в краевых прогибах магматическая деятельность не проявляется. Поэтому здесь не встречаются месторождения, связанные с проявлениями интрузивного магматизма.

Резюмируя характеристику орогеннго режима, следует выделить следующие моменты:

Орогенный режим (горообразование) характеризуется условиями сжатия. Он может проявляться как после геосинклинального, так и платформенного режима. Осадконакопление происходит в основном в пределах межгорных и предгорных впадин. Заполняющие их отложения относятся к молассовой формации, которая является реперной для орогенного режима. Орогенный режим, который проявляется после геосинклинального, называется протоорогенным (первичноорогенным) или эпигеосинклинальным. Геосинклинали после своего замыкания являются наиболее благоприятными зонами для возникновения орогенного режима. Этот режим обычно завершает превращение подвижной области в складчатую. Он проявляется после геосинклинального режима обычно с некоторым временным отрывом, поэтому, как правило, орогенные образования на геосинклинальных залегают с перерывом.

Орогенный режим, который проявляется после платформенного, называется эпиплатформенным. Таким образом орогенез следует рассматривать как самостоятельный класс режимов тектонического развития планеты.